/
Text
Российская академия наук
ISSN 0435-4281
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
2001
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
ССИЙСКАЯ ЖУРНАЛ ОСНОВУ
АДЕМИЯ В 1970 ГО;
УК ВЫХОД]
СКВА ЯНВАРЬ-МАРТ 4 РАЗА В Г<
№1 - 2001
СОДЕРЖАНИЕ
Дедков А.П. Геоморфология на пороге нового века: пройденные этапы и современные тенденции. 3
Мусатов Е.Е. Зоны перехода: геодинамические границы, сходства и различия морфоструктуры... 10
Методика научных исследований
Ализаде Э.К. Особенности морфоструктурного дешифрирования космических снимков зоны сопря-
жения морфотектонических блоков (на примере восточной части Малого Кавказа)........... 22
Научные сообщения
Белый В.Ф. Структура и развитие впадины Эльгыгытгын (Анадырское плоскогорье).......... 31
Гофштейн И.Д. Древний горный массив Слорунг в Пракарпатах (по данным анализа коррелятных
отложений)............................................................................ 41
| Данилов И.Д. [, Власенко А.Ю., Бирюков В.Ю. Геоморфолого-геокриологическое строение
восточносибирского сектора Арктического шельфа и его развитие в позднем плейстоцене-го -
лоцене................................................................................ 45
Кустов Ю.Е. История формирования рудоносного карста (на примере Западно-Тургайского боксито-
рудного района)....................................................................... 53
Лузгин Б.Н. Водораздельные пространства Предалтайской равнины......................... 60
Тупиков Е.В. Новые данные о надпойменных террасах р. Камы в окрестностях г. Набережные
Челны................................................................................. 67
Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А. Новейшая структура Тункинского рифта...................... 76
Шолохов В.В., Тиунов К.В. О "моренах" хребта Большой Балхан........................... 87
Наука за рубежом
Дедков А.П. Геоморфологическая реакция на изменения в землепользовании: международный
симпозиум в Словакии.................................................................. 93
Постоленко Г.А. Новое в познании флювиального рельефа................................. 95
Юбилеи
Александр Петрович Рождественский (к 80-летию со дня рождения)....................... 101
Рецензии
Чувардннский В.Г. О ледниковой теории и ее устоях (ответ рецензентам)................ 103
Потерн науки
Памяти замечательного российского геоморфолога М.В. Пиотровского..................... 107
Константин Сергеевич Воскресенский (1951-2000)....................................... 109
Содержание № 1-4, 2000 г.................................................................. 110
© Российская академия наук.
Отделение океанологии, физики атмосферы и географии,
Институт географии, 2001 г.
1
GEOMORPHOLOGY
RUSSIAN
ACADEMY
OF SCIENCES
MOSCOW
QUARTERLY
FOUNDED 1970
JANUARY-MARCH
№ 1 - 2001
CONTENTS
Dedkov A.P. Geomorphology on the eve of the new century: fulfilled stages and contemporary tendencies. 3
Musatov E.E. Transition zones: geodynamic boundaries, affinity and discrepancy of morphostructures.... 10
Methods of Research
Alizade E.K. Morphostructural deciphering of space images: an application to zones of blocks’ joining in
Lesser Caucasus........................................................................................... 22
Short communications
Bely V.F. Structure and development of the El’gigitgin depression...................................... 31
Hofstein LD. Ancient massif Slorung in Miocene Carpathians............................................. 41
| Danilov LD.|, Vlasenko A.Ju., Biryukov V.Ju. Geomorphologic and geocryologic features of the East-
Siberian sector of the Arctic shelf and its development in the Late Pleistocene - Holocene........ 45
Kustov Ju.E. The development history of ore-bearing karst in the West-Turgai bauxiteferuos region...... 53
Luzgin B.N. Watershed areas of the Fore-Altai Plain.................................................... 60
Tupicov E. V. New data on terraces above the flood-plain of the Kama river in the vicinity of Naberezhnye
Chelny............................................................................................ 67
Ufimtsev G.F., Schetnikov A.A. Neotectonic structure of Tunkin rift.................................... 76
Sholokhov V.V., Tiunov K.V. On the "moraines" of Great Balkhan ridge................................... 87
Science abroad
Dedkov A.P. Geomorphic consequences of changes in the land-use: international symposium in Slovakia. 93
Postolenko G.A. A new findings in the fluvial relief investigations.................................... 95
Anniversaries
Alexander Petrovich Rozhdestvensky (to the 80th birthday)............................................. 101
Reviews
Chuvardinsky V.G. On the glacial theory and its foundations (a reply to criticism).................... 103
Obituaries
To the memory of remarkable Russian geomorphologist M.V. Piotrovsky................................... 107
Konstantin Sergeyevitch Voskresensky (1951-2000)...................................................... 109
Contents № 1-4, 2000.................................................................................. 110
2
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2001
УДК 551.4
© 2001 г. А.П. ДЕДКОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ НА ПОРОГЕ НОВОГО ВЕКА:
ПРОЙДЕННЫЕ ЭТАПЫ И СОВРЕМЕННЫЕ ТЕНДЕНЦИИ
Геоморфология - сравнительно молодая наука, лишь около 100 лет назад вступив-
шая на путь самостоятельного развития. Однако у нее глубокие корни в географии и
геологии, где зародились первоначальные представления о происхождении и развитии
рельефа земной поверхности. Их эволюция привела на рубеже XIX и XX столетий к
формированию теоретической и методической базы, необходимой для самостоятель-
ного развития. На всем пути геоморфологии можно выделить четыре главных этапа:
начальный, классический, теоретической дифференциации и современный.
I. Начальный этап
Первые геоморфологические представления стали складываться в Европе в эпоху
Возрождения (XV-XVI вв.). Леонардо да Винчи высказал положение о том, что до-
лины созданы реками и соотношение между ними тождественно соотношению между
водотоками [1]. Лишь 300 лет спустя это положение завоевало общее признание.
Г. Галилей дал правильное определение продольного профиля реки, его идеи были
развиты затем Гуглиэльмини [2]. Появление этих идей стимулировалось развитием
гидротехники в странах, прилегающих к Альпам.
В середине XVIII в. Г. Бюффон [3] очень четко сформулировал принцип актуализ-
ма. В 1763 г. М.В. Ломоносов [4] впервые высказал положение, и ныне лежащее в
основе геоморфологии: рельеф земной поверхности формируется при взаимодействии
сил внутренних и внешних.
К началу XIX в. относятся выдающиеся труды трех шотландцев, едва не привед-
шие, как полагает А. Болиг [2], к формированию самостоятельной науки. Д. Гет-
тон [5] ввел представление о геологическом цикле (отложение осадков - орогенез - де-
нудация), обосновал принципы актуализма и эволюции: постоянно действующие незна-
чительные причины в конечном итоге приводят к большим следствиям. Д. Плейфер [6]
впервые ввел представление о динамическом равновесии процессов и их саморегу-
лировании, что нашло полное признание лишь в XX столетии. Он доказал афоризм
Д. Геттона о том, что ’’реки, как правило, вырыли свои долины”, разработал положе-
ние о согласованности размеров и уклонов рек и созданных ими долин (последнее
названо Р. Хортоном [7] ’’законом Плейфера”). Ч. Ляйель [8] развил актуалистические
представления и создал эволюционную теорию геологического развития.
Вторая половина XIX столетия отмечена появлением "блестящей" (А. Болиг) гене-
тической школы геоморфологии в США (Д. Поуэлл, Д. Джильберт и др.). Необ-
ходимость быстрого освоения новых территорий Запада поставила геоморфологи-
ческие методы на службу геологии, что облегчалось четкой выраженностью в рельефе
сравнительно простых геологических структур [9]. В разных странах Еропы в это
время основным процессом денудационного выравнивания рельефа считалась абразия
3
(В. Рамсей, Ф. Рихтгофен, А.П. Карпинский). Американские исследователи впервые
доказали возможность эрозионной планации рельефа.
В эти годы утвердилась теория материкового оледенения (Л. Агассиз, П.А. Кро-
поткин). Что же касается тектонического фактора рельефообразования, то в Америке
предпочтение оказывалось вертикальным движениям, в Европе - складчатым в духе
теории контракции (Э. Зюсс). Появился ряд сводных работ о рельефе и создающих его
процессах, среди которых выделяется двухтомный труд А. Пенка [10].
Геоморфологические представления развивались и в России. К. К. Марков охарак-
теризовал вклад географов П.П. Семенова-Тян-Шанского, П.А. Кропоткина, В.В. До-
кучаева, геологов И.В. Мушкетова, А.П. Карпинского, С.Н. Никитина, А.П. Пав-
лова. К этому можно сделать некоторые дополнения. И.Д. Черский еще до В.М. Дэ-
виса говорил об эволюции горного рельефа, его постепенном изнашивании,
фиксируемым изменением морфологии [11]. В Казани Н.А. Головкинский [12] тесно
связал образование речных террас с колебаниями земной коры, что вошло в науку как
"правило Головкинского". Ему возразил Ф.Ф. Розен [13], считавший, что врезание рек
и накопление наносов происходит в результате изменения "географических условий
стока". Начатая в Казани дискуссия о роли тектонических и нетектонических
факторов в формировании речных террас продолжалась почти 100 лет.
Ко второй половине XIX в. относятся первые исследования рельефа и донных
осадков Мирового океана. Они были начаты британской экспедицией на "Челленд-
жере" (1872-1876), взявшей многочисленные пробы донных осадков и сделавшей
промеры глубин [14].
II. Классический этап
Этап охватывает почти полвека - с 90-х годов XIX столетия до 40-х годов
XX столетия. Он связан прежде всего с трудами В.М. Дэвиса, появившимися в 1899-
1912 гг., по праву считающимися классическими [15]. В них впервые получила реаль-
ное теоретическое и методическое воплощение идея о взаимодействии эндогенных и
экзогенных процессов в формировании рельефа. Получив теорию и метод, гео-
морфология приобрела самостоятельность. Теория Дэвиса явилась итогом развития
прежде всего американской геоморфологической школы. Она рассматривает рельеф в
непрерывном развитии. Охватывает различные процессы - циклы эрозионный, арид-
ный, ледниковый, береговой. Среди них главное значение принадлежит эрозионному
("нормальному") циклу, который и принес Дэвису большую известность.
Рядом с именем В.М. Дэвиса обычно стоит имя В. Пенка, автора "Морфологи-
ческого анализа", вышедшего спустя четверть века после основных работ Дэвиса [16].
В обеих теориях есть общее, но существенны и различия. Оба автора отводят ве-
дущую роль во взаимодействии процессов тектоническим движениям. Склоновые
процессы и речная эрозия лишь реагируют на эти движения. Оба автора полагают,
что в "нормальном" (неаридном и неледниковом) климате на склонах происходит не-
прерывное движение продуктов выветривания, регулируемое лишь тектоническими
движениями. Главное различие заключается в том, что у В. Дэвиса фазы текто-
нических поднятий и эрозионной планации следуют друг за другом, у В. Пенка оба
процесса протекают одновременно. В. Дэвис видит одно направление развития эро-
зионного рельефа - к пенеплену, В. Пенк - множество, в том числе три главных:
нисходящее, равномерное и восходящее развитие.
Учение В. Дэвиса получило большое распространение в англоязычных странах и во
Франции (Э. Мартонн, А. Болиг и др.), но в Германии, несмотря на прочитанные Дэ-
висом в Берлинском университете лекции, отношение к нему было прохладным, для
немецких исследователей оно было слишком дедуктивным. Вальтер Пенк также имел
много последователей (в России В.А. Варсанофьева и И.П. Герасимов), но его учение
о предгорной лестнице (непрерывно действующая причина создает морфологическую
прерывистость) не выдержало проверки временем даже в его родной Германии.
4
Труды обоих выдающихся исследователей стимулировали дальнейшее развитие
геоморфологии. Отвечая на упреки о слишком общем характере своей теории, Дэвис
говорил, что его схема преднамеренно упрощена, но ее можно усложнить, чтобы отра-
зить эпизоды, подциклы тектонического или климатического порядка. Различные на-
правления следующего этапа явились в основном результатом такого усложнения.
Уже в первой половине XX столетия материалы многих исследований перестали ук-
ладываться в рамки классических теорий. В геоморфологии наступил кризис, послу-
живший предвестником новых теоретических разработок и определенной теорети-
ческой дифференциации.
Активизировались исследования рельефа дна морей и океанов, чему способствовало
изобретение эхолота (1922). Они дали новый материал для различных концепций гло-
бальной геоморфологии. Одной из самых ярких явилась гипотеза дрейфа континентов
А. Вегенера [17], привлекшая внимание представителей разных наук о Земле. В ходе
дискуссии она была отвергнута видными географами и геоморфологами (А. Пенк,
В. Пенк, Л.С. Берг, К.К. Марков и др.). В конце рассматриваемого этапа в различных
вариантах возобладали представления о ведущей роли в формировании материков и
океанов вертикальных движений земной коры.
III. Этап теоретической дифференциации
Как отмечалось выше, в конце классического этапа в геоморфологии наметился
кризис, способствовавший созданию новых геоморфологических школ. Теоретический
моноцентризм сменился полицентризмом. И почти каждое новое направление начинало
свое развитие с критики тех или иных разделов учения Дэвиса и имело целью
детализацию и углубленную их разработку.
Следующий за классическим - этап теоретической дифференциации охватывает
период с 40-х до 80-х годов последнего столетия. В нем более или менее отчетливо
выделяются пять основных направлений.
Денудационная хронология. Такое название это направление получило в англоязыч-
ных странах. Оно продолжало историко-генетический подход, воплотившийся в учении
В. Дэвиса об эрозионном цикле. Представители этого направления стремились модер-
низировать теорию Дэвиса или заменить ее столь же универсальной новой эво-
люционной теорией. Основное внимание обращалось на древние денудационные
поверхности выравнивания, условия и механизм их формирования, корреляцию на
обширных пространствах.
Среди модернизаторов прежде всего выделяется Ч. Коттон, внесший в теорию эро-
зионного цикла ряд изменений [18]. К новаторам относится Л. Кинг, по сути дела от-
клонивший учение Дэвиса о формировании пенепленов и предложивший заменить его
теорией педипленизации, механизм которой он детально изучил в семиаридных
областях Африки [19]. Глубокое проникновение в семиаридный морфогенез - несом-
ненная заслуга Кинга; ошибочно распространение этого механизма на гумидные зоны.
Интерес представляет его попытка создания единой денудационной хронологии разных
материков.
Рассматриваемые проблемы интересовали ученых многих стран. В Советском Сою-
зе древним денудационным поверхностям были посвящены три конференции (Сара-
тов - 1962; Иркутск - 1971; Ленинград - 1974), большим коллективом под редакцией
И.П. Герасимова и А.В. Сидоренко составлена карта древних поверхностей вырав-
нивания и кор выветривания СССР. В научных центрах континентальной Европы изу-
чение денудационных поверхностей приобрело ярко выраженный климатический отте-
нок (Ю. Бюдель, Г. Луис, Ж. Трикар, А. Кайе, А. Ян и др.).
Климатическая геоморфология. В соответствии с классическими представлениями
принципиальные различия в характере экзогенного рельефообразования признавались
лишь за тремя главными типами климата: гумидным (’’нормальным"), аридным и
ледниковым. Эрозионный цикл Дэвиса и морфологический анализ Пенка разработаны
5
для "нормального" климата, экзогенное рельефообразование в котором рассматри-
валось как однотипное, а внутренние различия - как незначительные. Однако еще в
20-30-е годы в разных странах Европы стали появляться работы, показывающие, что
внутри пространства с "нормальным" климатом рельефообразование в зависимости от
ландшафтно-климатических условий идет разными путями. Дальнейшее развитие этих
идей привело к становлению в первые послевоенные годы в странах континентальной
Европы нового теоретического направления.
Оказалось, что и внутри "нормального" пространства смены климатов ведут к зна-
чительным перестройкам рельефа. Фазы эрозионного расчленения и денудационного
выравнивания рельефа могут иметь не только тектоническую, но и климатическую
обусловленность. Реликты прошлых климатов - и не только трех главных -
длительное время сохраняются в рельефе, рассказывая о событиях прошлого. Новое
направление опирается на изучение коррелятных отложений не в меньшей степени,
чем форм рельефа.
Особенно большой вклад в развитие климатического направления внесли геомор-
фологи Франции, Германии, Польши - Ж. Трикар и А. Кайе [20], А. Шоллей [21],
Ю. Бюдель [22], Я. Дылик [23] и многие другие. В Советском Союзе вопросам клима-
тической геоморфологии посвящены работы И.С. Щукина [24, 25], М.Б. Горнунга и
Д.А. Тимофеева [26], А.П. Дедкова [27], Ю.П. Селиверстова [28] и др. В англоязыч-
ных странах влияние климатической геоморфологии не было значительным. В разных
странах Европы на сходных принципах и близких подходах разрабатывались схемы
климато-геоморфологической зональности Земли [29].
Структурная геоморфология. В классических теориях слишком общими были не
только климатические, но и тектонические представления (поднимающийся блок и
большая складка). И те, и другие нуждались в детализации. Стремление понять текто-
ническую основу рельефообразования во всей ее сложности способствовало формиро-
ванию в Советском Союзе нового структурно-геоморфологического направления. В
отличие от представлений дэвисовского этапа, отдававших предпочтение пассивному
отражению тектонических структур в рельефе, новое направление признало их актив-
ную роль. Оно также отвечало запросам поисковой геологической практики. Обшир-
ная информация о взаимодействии эндогенных и экзогенных процессов обобщена в
учении о геоморфологических уровнях К.К. Маркова [9]. Благодаря работам
В.А. Обручева, Н.И. Николаева и С.С. Шульца, получило развитие учение о новей-
шей тектонике. Плодотворными оказались теоретические и прикладные аспекты мор-
фоструктурного анализа, основы которого разработаны И.П. Герасимовым и Ю.А.
Мещеряковым [30, 31]. Оригинальные структурно-геоморфологические исследования
проводились в академических институтах Урала, Сибири и Дальнего Востока (А.П.
Рождественский, А.Н. Флоренсов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков и др.).
В конце этапа вырос интерес к структурной геоморфологии и неотектонике в ряде
стран Азии и Европы (Япония, Китай, Италия, Чехословакия, Болгария). Появив-
шаяся в 60-х годах теория литосферных плит способствовала динамизации рассматри-
ваемого направления.
Количественная динамическая геоморфология. Первые заметные шаги этой новой
школы сделаны в США в 40-50-х годах. Они связаны с именами Р. Хортона [7],
А. Страллера [32], Л. Леопольда, М. Вольмана и Д. Миллера [33]. Р. Чорли и Б. Кен-
неди [34] и др. Принципиально новым оказался количественный подход к изучению
геоморфологических процессов на основе проникновения в их физическую сущность.
Направление явилось реакцией на господствовавшую ранее в США описательно-
объяснительную "дэвисовскую" геоморфологию, не содержавшую количественных
характеристик не только процессов, но и форм рельефа.
Новый подход означал сближение с точными науками, он стимулировал широкое
использование методов математической статистики и компьютерного моделирования.
Логичным оказался переход к системному анализу и выводу о возрастающем влиянии
на геоморфологические процессы деятельности человека. Новое направление
6
распространилось на другие страны (Англия, Канада, Франция, Бельгия, Япония, Из-
раиль и др.). В Советском Союзе динамическая геоморфология получила самостоя-
тельное развитие в трудах Н.И. Маккавеева [35], В.П. Зенковича [36],
С. С. Воскресенского [37] и др. Повсеместно динамико-геоморфологические исследова-
ния стимулировали все более широкое использование стационарных наблюдений,
полевого и лабораторного эксперимента, дистанционного зондирования.
Изучение рельефа дна океанов и глобальная геоморфология. В послевоенные
десятилетия стали более интенсивными исследования рельефа океанического дна. Они
привели к новым открытиям, среди которых главным является установление гло-
бальной системы океанических хребтов общей протяженностью около 80 000 км и
связанных с ними рифтовых зон. Идеи мобилизма, пережив трудные для них 40-50-е
годы в университетах южного полушария, в 60-е годы возродились в теории ли-
тосферных плит (Ле Пишон, Юинг, Хесс, Дитц и др.). Возникла необходимость в гео-
морфологической интерпретации новой геотектонической теории. Такая работа над
созданием новой глобальной геоморфологии проводилась в разных странах [38—40].
Вместе с тем в геоморфологии океанов и всей Земли развивались альтернативные
представления, не связанные с идеями мобилизма [41 и др.].
Другие направления. В ряде стран значительное внимание уделялось геоморфологи-
ческому картографированию в крупных и средних масштабах (СССР, Чехословакия,
Франция, Германия, Венгрия, Польша). Разработаны серии легенд, изданы руковод-
ства по картографированию [42].
Значительным событием явилось издание в 1968 г. под редакцией Р. Фейрбриджа
геоморфологической энциклопедии, 150 авторов которой представляют 20 стран [43].
Появились новые геоморфологические журналы в СССР, США, Германии.
IV. Современный этап
К этому этапу можно отнести последние 20-25 лет. Геоморфологические исследо-
вания продолжались в тех же основных направлениях, что и на предыдущем этапе.
Они нашли полное отражение в программах пяти конференций, проведенных создан-
ным в 1985 г. Международным геоморфологическим союзом. Однако существенно
изменилось соотношение между ними. Об этом свидетельствует, в частности, анализ
материалов реферативного журнала ’’География'’ (Москва) за 30 лет (1960-1990). По
этим данным, однажды уже приводившимся [44], к концу периода заметно сократилось
число публикаций по историко-генетическим направлениям - денудационной хроно-
логии и климатической геоморфологии. Интерес к проблемам структурной геомор-
фологии поддерживался в основном за счет разделов, связанных с тектоникой плит. В
то же время быстро росли исследования в области динамической геоморфологии. За
30 лет количество публикаций в этой области возросло вдвое, публикаций с исполь-
зованием данных стационарных наблюдений, полевых и лабораторных экспериментов
в 5-6 раз. Морфологическая парадигма в геоморфологии сменяется динамической [45].
Успех динамического направления определен тем, что оно в большей степени открыто
для восприятия новых методов и новой техники и больше отвечает современным
запросам науки и практики. Динамический подход, оперирующий количественными
показателями, открывает возможности широкого использования системного анализа. В
геоморфологию вводится новый вид эксперимента - численный, что может быть
широко использовано для решения проблем прогнозирования и регулирования
процессов.
Интенсивные динамико-геоморфологические исследования ведутся в США, Англии
и других англоязычных странах (Д. Брансден, Д. Торнес, М. Киркби, О. Слаймекер,
К. Грегори, М. Карсон, Д. Уоллинг и др.). В континентальной Европе выделяются
исследования Ж. де Плоя, А. Аймесона, X. Борка и др., в Израиле - А. Шика, в Япо-
нии - Т. Окуда, Т. Сузуки, К. Кашивая. В России особенно активны представители
школы Н.И. Маккавеева - Р.С. Чалов, А.Ю. Сидорчук, В.Н. Голосов, Н.В. Хмелева,
7
в других центрах - В.П. Чичагов, А.В. Поздняков, Б.П. Агафонов, Г.В. Бастраков,
С.В. Хруцкий и др., на Украине - Г.И. Швебс, И.Н. Ковальчук.
Следует подчеркнуть, что системный подход в геоморфологии и перестройка ее на
базе точных наук не ведут к отрицанию традиционной геоморфологии. Концептуаль-
ные модели, представляющие собой основу построения систем различных процессов,
рождаются из недр традиционной геоморфологии, усвоившей требования нового
подхода [46]. Системному анализу могут подвергаться не только взаимодействующие
процессы, но и взаимосвязанные морфологические формы [47].
При анализе современных процессов важнейшим элементом геоморфологических
систем становится человек и его деятельность. Человек и рельефообразующие про-
цессы предстают как элементы единой динамической системы с прямыми и обратными
связями, возмущением и саморегулированием. По мере роста угрозы экологического
кризиса в геоморфологии, как и в других науках о Земле, эта тенденция выступает все
более отчетливо. Еще во второй половине XIX столетия Г. Марш в США и А.И. Во-
ейков в России рассмотрели влияние деятельности человека на важнейшие природные
сферы, в том числе на процессы рельефообразования. В XX столетии эти пред-
ставления получили дальнейшее развитие преимущественно в динамической и клима-
тической геоморфологии. И только в последние десятилетия в структуре науки о
рельефе выделяется самостоятельное экологическое (антропогенное) направление [48,
49]. ’’Геоморфология и геоэкология” - под таким девизом прошла в 1989 г. во
Франкфурте на Майне вторая конференция Международного геоморфологического
союза.
* * *
Рассмотренные тенденции развития геоморфологии - ее динамизация и
экологизация - прослеживаются по смене геоморфологических комиссий в составе
Международного географического союза в последние 30 лет. Вот эта последо-
вательность: перигляциальная геоморфология; геоморфологическое картографиро-
вание; современные геоморфологические процессы; полевые эксперименты в геомор-
фологии; комиссия по измерениям, теории и прикладным аспектам в геоморфологии;
геоморфологическая реакция на изменения окружающей среды. Выводы из этого
перечня вполне очевидны.
Можно полагать, что динамический и экологический разделы геоморфологии
получат в новом столетии дальнейшее интенсивное развитие и приобретут более
конструктивный характер, имея целью поиски эффективных путей регулирования
экологически опасных процессов. Продолжатся исследования в области глобальной
геоморфологии, столь успешно начатые в конце века уходящего.
Следует ожидать модернизации историко-генетических направлений - денудацион-
ной хронологии, климатической, отчасти и структурной геоморфологии. Исследования
в этих направлениях необходимы для понимания происхождения рельефа и прог-
нозирования его дальнейшего развития, а также для решения многих прикладных
задач. Но это произойдет лишь тогда, когда эти направления станут открытыми для
новых идей и методов. Возможно появление новых направлений исследований, в
частности раздела о сравнительной морфологии рельефа Земли и других планет
Солнечной системы. По сути дела такие исследования уже начаты, они могут дать
материал для лучшего понимания рельефа нашей планеты.
Геоморфология укрепит свои связи с другими науками о Земле и с естественными
фундаментальными науками. Занимая положение на стыке географии и геологии, она
тем не менее избежит раскола и останется единой в системе наук о Земле.
8
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Duhem Р. Etudes sur Leonard de Vinci. II. 1909. 286 p.
2. Болиг А. Очерки по геоморфологии. M.: Изд-во иностр, лит. 1956. 262 с.
3. Buffon J.L. Etude de la Terre. 1749.
4. Ломоносов M.B. О слоях земных. М.-Л.: Госгеолиздат, 1949. 140 с.
5. Hutton J. Theory of the Earth, with Proofs and Illustrations. 1795. V. 2.
6. Playfair J. Illustrations of the Huttonian theory of the Earth, 1802. 528 p.
7. Хортон P.E. Эрозионное развитие рек и водосборных бассейнов. М.: Изд-во иностр, лит., 1948. 158 с.
8. Ляйелъ Ч. Основные начала геологии. М., 1866. 462 с.
9. Марков К.К. Основные проблемы геоморфологии. М.: Географгиз, 1948. 344 с.
10. PenkA. Die Morphologic der Erdoberflache. Bd. 1-2. Berlin, 1894.
11. Ламакин В.В. Геоморфологические идеи Черского // Природа. 1950. № 1. С. 48-53.
12. Головкинский Н.А. О послетретичных образованиях по Волге в ее среднем течении // Изв. Казанск.
ун-та. 1865. Т. 1. С. 451-524.
13. Розен Ф.Ф. Мнение о диссертации на степень магистра Н. Головкинского под названием "О послетретич-
ных образованиях по Волге в ее среднем течении" Н Изв. Казанск. ун-та. 1866. Т. П.С. 398-408.
14. Murrey J., Renard A. Deep sea deposits, scientific results of the exploration voyage of H.M.S. Challenger, 1872-
1876. London: Longmans, 1891. 525 p.
15. Дэвис B.M. Геоморфологические очерки. M.: Изд-во иностр, лит., 1962. 456 с.
16. Пенк В. Морфологический анализ. М.: Географгиз, 1961. 360 с.
17. Вегенер А. Возникновение материков и океанов. М.-Л.: ГИЗ, 1925. 210 с.
18. Герасимов И.П. Новейшие геоморфологические исследования по теории эрозионного цикла // Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1965. № 6. С. 104-106.
19. Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 559 с.
20. Tricart J., Cailleux A. Introduction to climatic geomorphologi. London: 1972, 295 p.
21. Шоллей А. Структурная и климатическая геоморфология // Вопросы климатической и структурной
геоморфологии. М.: Изд-во иностр, лит., 1959. С. 11-31.
22. BudelJ. Das System der klimagenetischen Geomorphologic // Erdkunde, 1969. 23. № 3. S. 165-183.
23. Dylik J. Proba poronaja powierzchni zrownan w warunkach polsuchuch klimafow goracych i zimnych // Biul.
Perigl. Lodz. 1957. № 5. S. 5-21.
24. Щукин И.С. О недооценке климатического фактора в геоморфологии // Вести. МГУ. Сер. 5, География.
1974. № 3. С. 25-39.
25. Щукин И.С. Климат и рельеф. М.: Изд-во МГУ, 1995. НО с.
26. Горнунг М.Б., Тимофеев Д.А. О зональных особенностях проявления экзогенных геоморфологических
процессов Ц Вопросы физической географии. М.: Изд-во АН СССР, 1958. С. 47-60.
27. Дедков А.П. Теоретические аспекты современных климатогеоморфологических представлений //
Геоморфология. 1976. № 4. С. 3-11.
28. Селиверстов Ю.П. Проблемы гипергенной геоморфологии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1986. 276 с.
29. Блюме X., Дедков А.П., Тимофеев Д.А. Климатогеоморфологическая зональность Земли: основные
принципы и подходы // Геоморфология. 1995. № 3. С. 3-8.
30. Герасимов И.П. Опыт геоморфологической интерпретации общей схемы геологического строения
СССР// Проблемы физической географии. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1946. Вып. XII. С. 33-52.
31. Мещеряков Ю.А. Основные элементы морфоструктуры Земли и проблемы их происхождения // Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1957. № 4. С. 3-12.
32. Strahler A.N. Physical geography. N.Y.: Willey, 1951. 240 p.
33. Leopold L.B., Wolman MJ., Miller J.P. Fluvial processes in geomorphology. San-Francisko: Freeman, 1964.
522 p.
34. Charley RJ., Kennedy B.A. Physical geography: a sistem approach. L.: Prentice Hall, 1971. 522 p.
35. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346 с.
36. Зенкович В.П. Морфология и динамика морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 312 с.
37. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология. Формирование склонов. М.: Изд-во МГУ, 1971. 229 с.
38. Оллиер К. Тектоника и рельеф. М.: Недра, 1984. 460 с.
39. Герасимов И.П. Проблемы глобальной геоморфологии. Современная геоморфология и теория мобилизма
в геологической истории Земли. М.: Наука, 1986. 208 с.
40. Хайн В.Е. Мегарельеф Земли и тектоника литосферных плит // Геоморфология. 1989. № 3. С. 3-15.
41. Леонтьев О.К. Главные черты рельефа дна Мирового океана // Проблемы планетарной географии. М.:
Изд-во МГУ, 1969.
42. Руководство по детальному геоморфологическому картированию / Ред. Я. Демек, Брно: МГГ Комиссия
по геоморфологической съемке и картированию, 1976. 340 с.
9
43. The Encyclopedia of Geomorphology. // Encyclopedia of Earth. Sciences series. V. III. New York, Amsterdam,
London. 1968. 1294 p.
44. Дедков А.П., Тимофеев Д.А. Зарубежная геоморфология во второй половине XX века // Геоморфология.
1992. № 1. С. 3-12.
45. Дедков А.П., Мозжерин В.И. Современная геоморфология: основные направления развития //
Геоморфология. 1988. № 4. С. 3-8.
46. Тимофеев Д.А., Трофимов А.Н. О сущности и месте системного подхода в геоморфологии //
Геоморфология. 1983. № 4. С. 37-41.
47. Симонов Ю.Г. Региональный геоморфологический анализ. М.: Изд-во МГУ, 1972.251 с.
48. Тимофеев Д.А. Экологическая геоморфология: объект, цели и задачи // Геоморфология. 1991. № 1.
С. 43^18.
49. Тимофеев Д.А., Борсук О.А., Уфимцев Г.Ф. Геоморфология вчера, сегодня и завтра // Геоморфология.
1999. № 4. С. 3-9.
Казанский государственный университет Поступила в редакцию
Географический факультет 25.08.2000
GEOMORPHOLOGY ON THE EVE OF THE NEW CENTURY:
FULFILLED STAGES AND CONTEMPORARY TENDENCIES
A.P. DEDKOV
Sum m а г у
In the development of geomorphology four main stages may be distinguished: the initial one (up to the 90th of the
XIX century), the classical one (from the 90 th to the 40th of the XX century), the stage of theoretical differentiation (the
40th - the 80 th) and current one. Classical period relates to works of W. Davis and W. Penk and their followers.
Theoretical differentiation appeared due to detailed and fundamental investigations in the different fields of classical
theories. The main tendencies of current development of geomorphology in the growing interest in dynamic and
ecological aspects.
УДК 551.462.32/33 : 551.242.1
©2001г. E.E. МУСАТОВ
ЗОНЫ ПЕРЕХОДА: ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ГРАНИЦЫ,
СХОДСТВА И РАЗЛИЧИЯ МОРФОСТРУКТУРЫ1
Определение границ материковых окраин можно проводить по геоморфологическим
[1-6], геологическим [7-11] и геодинамическим [12-16] данным. В геоморфологическом
плане внешние и внутренние границы зон перехода устанавливаются по крупнейшим
тыловым швам осредненной гипсометрической кривой поверхности литосферы (рис. 1),
совпадающим с подножием горных систем и континентальных склонов. В геоло-
гическом плане зоны перехода совпадают с областями обширных мезо-кайнозойских
трансгрессий, заливавших огромные пространства материковой суши вплоть до водо-
раздельных участков и подножий возрождаемых орогенов; транзитали также неодно-
кратно служили ареной крупномасштабных тектоно-эвстатических регрессий, когда
осушались значительные участки шельфов и даже материковых склонов. В состав
переходных зон включаются и глубоководные желоба, примыкающие к континен-
тальным склонам островных дуг (кордильер). В геодинамическом плане справедливо 1
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-05-65216).
10
Рис. 1. Осредненная гипсографическая кривая поверхности литосферы. Выделен учас-
ток, соответствующий зонам перехода
проведение верхней границы зон перехода по внешнему краю пояса пограничных оро-
генов, выделенного для материковых окраин Северного Ледовитого океана [15, 17].
Этим границам свойственна неотектоническая неустойчивость, обусловленная верти-
кальными движениями земной коры [16, с. 39].
В геотектонике принято разделять все зоны перехода на пассивные и активные.
Первые обычно состоят из триады "шельф - материковый склон - континентальное
подножие", а вторые характеризуются триадой "окраинное море - островная дуга
(кордильера) - глубоководный желоб" [18]. Особый тип переходных зон представляют
средиземноморские котловины, граничащие с молодыми альпийскими поясами склад-
чатости. До недавнего времени В.В. Белоусов [19] предлагал выделять колумбийский
тип окраины, где срединно-океанический хребет "ныряет" под позднекиммерийско-
альпийский ороген в районе Калифорнийского залива.
На рис. 2 представлена схема основных морфоструктур зон перехода, составленная
на основе работ В.Е. Хайна [18, 20, 21], Н.А. Богданова [12], А.Н. Волкова, А.А. Га-
гельганца и А.Ю. Юнова [22], А.Ф. Грачева [23], Ю.А. Косыгина [24], Н.Я. Кунина
[25] и Кристофферсена [26], А.П. Лисицына [27, 28], Е.Е. Милановского [29],
Ю.Е. Погребицкого [15], Ю.М. Пущаровского [30], Е.М. Рудича [31], М.С. Стокера,
Д. Эванса и А. Крэмпа [10], Г.Б. Удинцева [5, 32], X. Хальтедаля [6] и других иссле-
дователей. При составлении схемы пространственным ограничениям зон перехода был
придан максимально широкий смысл, так что они охватывают огромные материковые
пространства вплоть до древних "ядер" континентов. Последние совпадают с древними
(докембрийскими и, реже, палеозойскими) кратонами и орогенами, являвшимися на
мезо-кайнозойском этапе участками стабилизации с утолщенной (до 70 км в случае
корней гор) земной корой. Важно подчеркнуть, что эти "ядра" континентов никак не
были затронуты процессами утонения земной коры, так или иначе проявившимися на
всей площади материковых окраин любого типа. Именно поэтому они на рис. 2 зани-
мают до 1 /3 всей земной поверхности и даже свыше.
Даже при беглом взгляде на любую карту мира бросается в глаза, что все активные
окраины (которые неслучайно часто именуются тихоокеанскими), за исключением Юж-
но-Сандвичевой и Малой Антильской дуг в Атлантическом океане и Зондской дуги и
одноименного желоба в Индийском океане, приурочены к Тихоокеанскому огненному
кольцу, которые характеризуется интенсивнейшим (преимущественно андезитовым)
вулканизмом на протяжении почти всего фанерозоя и ограничено по периметру мезо-
кайнозойскими орогенами. Мощность земной коры под ними достигает 60-70 км, но
она быстро сокращается до 30 км на узких шельфах и материковых склонах, где
11
w<r
. км
600 0 1200 2400
нередко исчезает слой с сейсмическими скоростями 5-6 км/с. Тип коры меняется с
континентального на океанический в котловинах окраинных морей, где ее мощность
составляет всего 10-12 км, понижаясь до 5-6 км в глубоководных желобах. Обще-
признано [12, 23, 25, 33, 34 и др.], что возникновение последних (как и кордильер) свя-
зано со сжатием литосферы при пододвигании океанической плиты под конти-
нентальную, но, используя терминологию В.В. Белоусова [19], можно предположить,
что активные зоны перехода могут возникать при сочетании орогенного тектоно-
магматического режима или режима глыбовой тектоно-магматической активизации с
молодым тафрогенным эндогенным режимом, сопровождающимся высокоамплитудным
прогибанием (в том числе гидро- и литоизостатическим) и утонением земной коры при
повышенных значениях теплового потока. По внешней периферии тихоокеанских зон
перехода устанавливаются режим океанических котловин и платобазальтовый
эндогенный режим с преимущественно толеитовым магматизмом. Общие геолого-
геоморфологические и тектонические характеристики активных окраин приведены в
табл. 1.
Из ее рассмотрения следует, что практически для всех тихоокеанских зон перехода
характерны интенсивные сейсмичность и вулканизм, которые в общем случае тем
активнее, чем больше амплитуды рельефа, глубины дна глубоководных желобов и чем
моложе возраст складчатости обрамляющих орогенов и возраст новейших2 осадков в
окраинных морях. Активный магматизм характеризует новейшие и современные
вулканические пояса, вулканические островные дуги, зрелые океанические либо кон-
тинентальные рифты. Умеренный вулканизм свойствен областям внутриплитного
магматизма, рифтам на ранней стадии развития и т.д. Слабый вулканизм соответству-
ет единичным проявлениям молодого магматизма. К слабым, умеренным и интенсив-
ным проявлениям сейсмичности условно отнесены землетрясения с магнитудой от 0 до
5, от 5 до 7 и от 7 до 8,7 баллов соответственно. Мезозойско-палеогеновые и иногда
докембрийско-палеозойские частично метаморфизованные комплексы, выходящие в
ядрах антиклинориев островных дуг, служили в новейшее время достаточно жестким
каркасом при крупномасштабных горизонтальных перемещениях литосферных масс в
районах глубоководных желобов и окраинных морей. Наряду с этим в условиях растя-
жения (в задуговых спрединговых бассейнах) и сжатия (в пределах кордильер и глубо-
ководных желобов) осуществлялись высокоамплитудные проседания земной коры,
приведшие во многих случаях к формированию глубоких фронтальных и тыловых
котловин окраинных морей с корой океанического или, реже, переходного типа.
19
20
21
Рис. 2. Схема морфоструктур континентальных окраин
Материковые структуры : 1 - кристаллические щиты, 2 - каледонские и герцинские орогены, 3 - гер-
цинские и киммерийские орогены, 4 - альпийские орогены, 5 - древние платформы, 6 - активизированные
молодые и древние платформы; пассивные окраины: 7 - внутриматериковые плиты, 8 - окраинно-
материковые бассейны, 9 - краевые шельфовые поднятия, 10 - некомпенсированные грабены и прогибы на
шельфах, 11 - континентальный склон, 12 - континентальное подножие, 13 - глубоководные конусы выноса,
14 - краевые плато и микроконтиненты; активные окраины: 15 - островные дуги, 16- окраинные моря, 17 -
глубоководные шельфы окраинных морей, 18 - глубоководные котловины средиземных морей, 19 -
глубоководные желоба; 20 - современные континентальные и океанические рифты; 21 - условная
внутренняя (материковая) граница зон перехода
2 Под новейшим понимается осадочный чехол, коррелятный времени рельефообразования или, другими
словами, сформировавшийся на синокеанической стадии развития региона.
13
Таблица 1
Активные окраины тихоокеанского типа
Зона перехода Возраст складча- тости ма- териковых структур Тип морфо- скулыггуры шельфа Ширина шельфа, км Макси- мальные глубины окраинных морей, км Макси- мальные глубины глубоко- водных желобов, км Нали- чие остров- ных дуг Нали- чие фиор- дов Ампли- туда релье- фа, км Сейс- мич- ность Совре- менный вулка- низм Мощность новейших осадков, км Возраст новейших осадков
Патагонские KZ Абразионный, 100-200 Тихий оке ;ан + 7-8 Слабая Слабый 0-1,5 n2-q
Анды Центральные KZ гляциальный Абразионный 30-100 — 6-6,5 — 15 Интен- Актив- 0-0,3 n2-q
Анды Карибские KZ » 5-10 4 — — 8-10 сивная » ный » 0-2,0 -₽3-Q
Анды Центральная KZ » 3-100 4,5-6,5 — — 10-12 » » 0,5-6,0 K2-KZ
Америка Северо-Амери- MZ-KZ Абразионно- 1-100 — — - + 7,5 Уме- Слабый 0-2,0 n2-q
канские Кордильеры KZ аккумулятив- ный Абр азионно- 50-250 4-5 5-6,5 + 12-14 ренная Интен- Актив- 0-3,0 n2-q
Аляска, Алеутские о-ва Берингово MZ-KZ аккумулятив- ный, гляци- альный Абразионно- 25-600 3-3,8 7,5 10-12 сивная » ный » 0-12, K2-Nb
море Охотское море MZ-KZ аккумулятив- ный, эрозион- ный Абразионный, 3-500 1,5-3,4 9,5 + + 10 » » до 15 0,3-1,5, n2-q N-Q
абразионно- аккумулятив- ный до 5
Зона перехода Возраст складча- тости ма- териковых структур Тип морфо- скульптуры шельфа Ширина шельфа, км Макси- мальные глубины окраинных морей, км Макси- мальные глубины глубоко- водных желобов, км Нали- чие остров- ных дуг
Японское море . MZ » 20-100 3,5 5-8,5 +
Южно- и В осточно-Ки- тайские моря MZ-KZ Абразионный, аккумулятив- ный 1-800 2,3-4,5 7-8 +
Филиппины KZ Абразионный 1-50 6 6-10,5 +
Индонезия MZ-KZ Аккумулятив- ный, абрази- онный 1-500 2-5 до 7,5 8-9 +
Австралия и Меланезия MZ-KZ » 5-200 4,5-9 4-7, до 10,8 +
Индийский с жеан
Зондская окраина KZ Абразионный 1-20 - 5-7 +
А атлантически] й океан
Южно-Санд- вичева дуга MZ-KZ » 100-150 3,6-3,8 6-8,2 +
Антильская дуга KZ » 5-50 4-6 8,7 +
Таблица 1 (окончание)
Нали- чие фиор- дов Ампли- туда релье- фа, км Сейс- мич- ность Совре- менный вулка- низм Мощность новейших осадков, км Возраст новейших осадков
- 12 » » 1-2 n2-q
- 9-10 Интен- сивная Актив- ный 1-3 N-Q
- 12-14 » » 0-0,3 -P2-Q
- 12-14 » » 3, до 5-7 Ni-Q
- 11-13 » » 0-1,0 T-NbN2-Q
- 10-11 » » 0-1 N-Q
- 10-11 » » 0-2 N-Q
- 11-12 » » 0-2 N-Q
Окраины колумбийского типа (табл. 2) развиты лишь в районе Калифорнии, где
зона перехода соответствует глубокому рифту одноименного залива, чье дно
выражено в виде системы грабенов и узких гряд, разбитых поперечными разломами.
Здесь срединно-океанический хребет Восточно-Тихоокеанского поднятия внедряется в
пределы континента. На продолжении осевого грабена в пределах материка
расположен знаменитый сдвиг Сан-Андреас. Мощность земной коры составляет 30 км
под береговыми хребтами Калифорнии, но она быстро уменьшается до 6-8 км под
континентальным склоном. Последний образует так называемый "калифорнийский"
бордерленд [5, 32] со ступенчатым макрорельефом. Глубоководным бурением в устье
залива вскрыты слагающие акустический фундамент позднемиоцен-раннеплиоценовые
базальты, чей возраст согласуется с 5-й аномалией по Ламонтской шкале.
С большой долей условности к данному типу окраин можно отнести зону про-
должения перехода Красноморского рифта, где Индийско-Аравийский срединно-оке-
анический хребет взламывает континентальный массив древних Восточно-Афри-
канской и Аравийской платформ. Сейсмически активная зона срединно-океанического
хребта продолжается в рифтогенном желобе Таджура, разделяясь далее на две ветви:
в зоне Красного моря и в районе континентальных Восточно-Африканских рифтов.
Несмотря на узость Красноморского океанического рифта, там насчитывается 13 маг-
нитных аномалий, что говорит о его заложении не позже конца палеогена. В целом для
редких случаев окраин колумбийского типа характерны материковый (либо субкон-
тинентальный) тип коры (который сменяется на океанический в осевом грабене),
режим молодого тектонического растяжения, высокая сейсмичность, относительно
небольшие глубины рифтового грабена и молодой (неоген-четвертичный) возраст
океанических осадков.
К окраинам средиземноморского типа относятся бассейны Средиземного, Черного и
южной части Каспийского морей с океанической корой, сформированные близ или
между первичными орогенами [18] в зоне коллизии двух континентов. В первом из
этих бассейнов сохранились реликты критской островной дуги с типичным окраинным
морем, огражденным вулканическими островами в ее тылу и расположенным по внеш-
ней периферии кордильеры Эллинским глубоководным желобом. Очевидно (табл. 3),
что все средиземноморские транзитали развивались в кайонозе в геодинамических
условиях сжатия; материковые склоны глубоких котловин с корой океанического и,
реже, субокеанического типа срезают молодые складчатые структуры альпийских
орогенов, что дает возможность предполагать значительные амплитуды новейших
некомпенсированных либо полукомпенсированных погружений. В целом, максимальные
глубины котловинных морей, амплитуды рельефа, мощности синокеанических осадков,
современная сейсмичность и вулканизм (от основного до кислого) характеризуют впа-
дины (с их орогенным обрамлением) наиболее древнего (начиная с мела) заложения -
Альборанскую, Балеарскую, Тирренскую, Ионическую, Критскую и Левантийскую
(табл. 3).
Наконец, пассивные зоны перехода (табл. 4) характеризуются современными гео-
динамическими режимами, различия которых обусловлены как длительностью сущест-
вования этих транзиталей, так и геолого-тектоническим строением периферийных
частей материков, которые они обрамляют, а также возрастом прилегающих океа-
нических плит, рассчитанным по магнитным аномалиям в случаях отсутствия данных
глубоководного бурения. В этом плане все зоны перехода Атлантического и Индийс-
кого океанов представляют собой зрелую стадию развития материковых окраин.
В то же время зоны перехода арктического бассейна (включая Норвежско-Грен-
ландский и Евразийский сегменты Северного Ледовитого океана) представляют собой
юную стадию развития континентальных окраин и отличаются рядом исключительных
особенностей своего геолого-геоморфологического и тектонического строения.
Последние включают [4, 14, 16, 35] уникальную площадь шельфов (превосходящую
площадь прилегающих океанических котловин); исключительно расчлененный палео-
рельеф, погребенный под чехлом новейших осадков; огромные мощности осадочных
16
Таблица 2
Окраины колумбийского типа
Зона перехода Возраст складчатости материковых структур Тип морфо- скульптуры шельфа Ширина шельфа, км Глубина бордерлен- да, км Глубина рифтово- го желоба, км Амплитуда рельефа, км Сей- смич- ность Совре- менный вулка- низм Макси- мальная мощность океани- ческих осадков, км Возраст синокеаничес- ких осадков
Калифорний- ская MZ-KZ Абразионно- аккумулятив- ный 1-5, до 100 2-3 1,7-2,6 5,7 Уме- ренная Активный 0-2 n2-q
Красноморская PR-PZ Абразионный 0-120 - 2-3 6,6 » Умерен- ный 0-0,5 Nj-Q
Таблица 3
Окраины средиземноморского типа
Зона перехода Возраст складча- тости материко- вых структур Тип морфоскульп- туры шельфа Ширина шельфа, км Максималь- ные глубины котловинных морей, км Амплитуда рельефа, км Сейсмич- ность Современный вулканизм Максимальная мощность син- океанических осадков Возраст синокеани- ческих осадков
Средизем- ное море PZ, MZ, KZ Абразионный, аккумулятивный 10-50 3,0-4,0 8,0-8,2 Интенсив- ная Активный 0-5 K-Q
Черное море KZ Абразионный 10-200 2-3 7-7,8 » Умеренный 1-2 N-Q
Каспийское море KZ Абразионный, аккумулятивный 10-200 1 5-7 Умеренная Слабый 2-3 N-Q
Таблица 4
00
Пассивные окраины атлантического типа
Зона пе- рехода Возраст склад- чатости матери- ковых структур Тип морфо- скульп- туры Ширина шель- фа, км Макси- мальная глубина шельфа, м Глубины краевого шельфо- вого подня- тия, м Глубины краевых плато, км Глубины континен- тального подножия, км Нали- чие фи- ордов Наличие подвод- ных ка- ньонов, конусов, выноса Ампли- туда релье- фа, км Сейс- мич- ность Совре- менный вулка- низм Макси- мальная мощность осадочного чехла, км Возраст синокеани- ческих осадков
Южная AR- Акку- 150-800 150-400 Атлаг 2-3 тический о» 3 :еан + 4-6 Слабая 1-8 J-K,
Америка Цент- PRi, pr2, PZ1 KZ муля- тивный, абраз- ионно- аккуму- лятив- ный Абра- 10-20 200 3-4 4-5 + 7-9 Интен- Актив- 2-6 KZ K-KZ
ральная Америка Север- pr2, зной- ный, аккуму- лятив- ный Акку- 20-360, 180, 100-200 4 5-6 сивная Слабая ный 4-10, MZ-KZ
ная Америка Запад- PZ! PR1-2, PZ2, KZ PZi_2- муля- тивный, гляци- альный Абра- до 500 35-50, до 300 200 0,5-1,8 2-4 + 5-6 » Слабый до 12-15 1-10 MZ-KZ MZ-KZ,
ная Африка Запад- зионно- аккуму- лятивный Абра- до 200 50-250, 50-150 1-2,2-3 3-4 + 4-6 Уме- 3-5
ная Европа Восточ- KZ PR зионно- акку- муля- тивный Абрази- до 110 10-100 100-150 Инд 2 ийский океа 3 1Н + 8-9 ренная » Актив- 1-2, Ki-Q T-J,J-K,
ная Аф- рика Аравия pr2, KZ онный Абра- 5-50 30-50, — 3-4 7-8 » ный Слабый до И 7 -P-Q MZ-KZ,
зион- ный, ак- кумуля- тивный до 115 *-Q
Индос- тан Запад- PR ar2- » Абра- 5-100, до 200 5-200, 30-100 70-140 - 0,5-1, до 3 2-3 5
ная Австра- лия PR, PZi зион- ный, абра- зионно- аккуму- лятив- ный до 300 В Ожный океан
Восточ- PR1, Гля- 100- 200, до 150-200 0,1-0,2, 2-2,5
ная Ан- тарктида PR2 циаль- ный 350, до 500 400-600 до 2 3-4
Запад- ная Антарк- тида, pr2, PZ1-2, MZ-KZ » 100-500 500,до 1000- 1200 200, 250-400 3-4
Гренлан- дия AR-PR1 pr2- PZj » 100-400 200-500 150-180 0,75-1,0 1,5-2,5
Сканди- навия PZi » 100- 200, 225-400 250- 500, до 1200 70-90, 160-190 1,2-1,4 2,6-2,7, до 2,9
Барен- цево и Карское моря AR- PR1, pr2, PZb PZ2-T » 300- 1500 soo- soo, до 750 0-200 0,6-1 2,9, 3,5-3,9
Море Лапте- вых PR1-2, Ki Акку- муля- тивный 400-800 30-50 — — 3,4
Восточ- но-Си- бирское и Чукот- ское мо- MZ2 » 500-600 40-60 0,75-1,5 до 2 2-3, ДО 3,5
ря Канад- ский архи- пелаг и море Бо- форта AR- PR1, pr2, PZb MZ, -₽ Гляциа- льный, акку- муля- тивно - абрази- онный 100-750 400- 500, до 800 0-200 2-3,5
4-6
3-5
Слабая
6-15
2-3,
ДО 10
MZ-KZ,
P-N, Q
J-Kb
K2-KZ,
P-KZ
4-6 » - 3,5 MZ-KZ, P-Q
6-8 Уме- ренная Слабый 1-3 MZ-KZ, -P-Q
3-4 Слабая - 2-3 K2-N! n2-q
3-5 Уме- ренная - 5 KZ, -P-Q
3-4 » Слабый 10-18 K2-KZ
3-4,5 » » 5-10, до 12 K2-KZ
3-3,5 Слабая » 1-5, 7-8 MZ2-KZ
4-5 Уме- ренная - 5-15 MZ2-KZ
чехлов (до 18-22 км) и их стратиграфический диапазон нередко в объеме всего
фанерозоя; наличие краевых шельфовых поднятий, где выходят кристаллические и
складчатые докембрийские, каледонские, герцинские и киммерийские комплексы;
широкое развитие компенсированных седиментацией позднедевонско-раннемеловых
рифтов, наследуемых переуглубленными позднемеловыми-кайнозойскими грабенами,
которые, наоборот, нередко недокомпенсированы осадконакоплением; наличие окон
’’безгранитной” коры; повышенная сейсмичность (с магнитудами землетрясений до 5-
7 баллов), особенно во флексурно-разломных зонах континентальных склонов и в
бортах рифтогенных грабенов; широкое проявление мезозойского траппового магма-
тизма; наличие сложной сети нормальных сбросов и сбросо-сдвигов, оперяющих борта
грабен-рифтов, а также ряд крупномасштабных надвигов и шарьяжей со значитель-
ными амплитудами горизонтальных перемещений масс земной коры. Арктический
бассейн - самый молодой (’’зародышевый”) океан планеты, где самая древняя анома-
лия [24, 26, 34] соответствует лишь среднему палеоцену. В то же время спрединг в
Атлантическом и Индийском океанах осуществлялся как минимум с поздней юры, и,
видимо, именно разницей в возрасте океана следует объяснять различия геолого-гео-
морфологического и тектонического строения. Таким образом, есть весомые основания
полагать, что и все зоны перехода пассивного типа (включая окраины Атлантичес-
кого, Индийского и Южного океанов, где горсты краевых шельфовых поднятий чаще
всего погребены в виде выступов акустического фундамента под осадочным чехлом) в
мезозое проходили ту же раннюю стадию развития, что и арктические транзитали в
кайнозое.
В целом вслед за И.С. Грамбергом [13] можно констатировать, что самый древний
океан планеты (Тихий) обрамляется активными транзиталями с наименьшим стра-
тиграфическим диапазоном осадочного чехла, а самые молодые сегменты Мирового
океана - древними зонами перехода. Такие закономерности не могут быть случайными
и отражают, видимо, неоднородности гравитационной сегментации [17] вещества Зем-
ли в геодинамических системах материк - океан.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Ласточкин А.Н. Рельеф земной поверхности. СПб: Недра, 1991. 346 с.
2. Литвин В.М. Морфоструктуры дна океанов. Л.: Недра, 1987. 276 с.
3. Морфоструктура и переходные зоны Арктического океана (Ласточкин А.Н., Мусатов Е.Е., Мусатов
Ю.Е. и др.) Ц Геоморфология зон перехода от континента к океанам. М.: Наука, 1992. С. 79-83.
4. Мусатов Е.Е. Неотектоника Арктических материковых окраин // Физика Земли. 1996. № 12. С. 72-78.
5. Удинцев Г.Б. Рельеф и строение дна океана. М.: Недра, 1987. 239 с.
6. Хольтедаль X. Некоторые вопросы геологии и геоморфологии гляциальных шельфов // Рельеф и гео -
логия дна океанов. М.: Мир, 1964. с. 171-186.
7. Айнемер А.И., Коншин Г.И. Россыпи шельфовых зон. Л.: Недра, 1982. 263 с.
8. Алексеев М.Н., Чистяков А.А., Щербаков Ф.А. Четвертичная геология материковых окраин. М.: Нед-
ра, 1986. 243 с.
9. Bjorlykke К. Sedimentology and Petroleum Geology //N.W., Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 1989. 363 p.
10. Geological Processes on Continental Margins: Sedimentation, Mass-Wasting and Stability / Eds. M.S. Stoker,
D. Evans, A. Cramp. G.B., London, 1998. Geol. Soc. Spec. Publ. № 129. 355 p.
11. Paleogeographic Atlas of the Shelf Regions of Eurasia for the Mesozoic and Cenozoic / Eds. M.N. Alekseev, l.S.
Gramberg, Yu.M. Putscharovsky. G.B., Robertson Group Rlk., 1991. V. 2. 201 p.
12. Богданов H.A. Тектоника глубоководных впадин окраинных морей. М.: Недра, 1988. 221 с.
13. Грамберг И.С., Лопатин Б.Г., Погребицкий Ю.Е. Новое в геологии арктических морей СССР // Вести.
АН СССР. 1981. № 2. С. 84-90.
14. Безматерных Е.Ф., Сенин Б.В., Шемелов Э.В. Осадочный чехол Западно-Арктической метаплатформы.
Мурманск: НИИМоргеофизика, 1993. 184 с.
15. Погребицкий Ю.Е. Переходные зоны "материк - океан" в геодинамической системе Северного
Ледовитого океана // Докл. 27 МГК. М., 1984. Т. 7. С. 29-37.
16. Серин Б.В., Шипилов Э.В., Юнов А.Ю. Тектоника Арктической зоны перехода от континента к океану.
Мурманск: Мурм. кн. изд-во, 1989. 278 с.
20
17. Погребицкий Ю.Е. Эндогенная дифференциация вещества в геодинамической системе Северного
Ледовитого океана // Докл. 27 МГК. М.: 1984. Т. 4. С. 11-25.
18. Хайн В.Е. Мегарельеф Земли и тектоника литосферных плит // Геоморфология. 1989. № 3. С. 3-15.
19. Белоусов В.В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1989. 382 с.
20. Хайн В.Е. Региональная геотектоника. Северная и Южная Америка, Антарктида, Африка. М.: Недра,
1971.548 с.
21. Хайн В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979. 356 с.
22. Строение и нефтегазоносность континентальных окраин. М.: Недра, 1981. 250 с.
23. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. М.: Недра, 1977. 247 с.
24. Косыгин Ю.А. Тектоника. М.: Недра, 1988. 462 с.
25. Кунин Н.Я. Строение литосферы континентов и океанов. М.: Недра, 1989. 288 с.
26. Kristoffersen Y. On the Tectonic Evolution and Paleooceanographic Significance of the Fram Strait Gateway //
Geological History of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic / Eds. U. Bleil, J. Thiede. Netherlands: Kluwer
Acad. Publ., 1990. P. 63-76.
27. Лисицын А.П. Процессы терригенной седиментации в морях и океанах. М.: Наука, 1991. 271 с.
28. Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994. 211 с.
29. Милановский Е.Е. Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и ее мезозойско-кайнозойской
геодинамике // Геотектоника. 1991. № 1. С. 3-20.
30. Пущаровский Ю.М. Спрединг, разломы и магматизм в океанах // Магматизм и тектоника океана. М.:
Наука, 1990. С. 4-10.
31. Рудич Е.М. Движущиеся материки и эволюция океанического ложа. М.: Недра, 1983. 420 с.
32. Удинцев Г.Б. Региональная геоморфология дна океанов. М.: Наука, 1989. 112 с.
33. Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 492 с.
34. The Arctic Ocean Region / Eds. A. Grantz, L. Jahnson, J.F. Sweeney. Boulder, Colorado, Geol. Soc. of Amer.,
The Geology of Nort America. V. L. 503 p.
35. Шипилов Э.В., Тарасов Г.А. Региональная геология нефтегазоносных осадочных бассейнов Западно-
Арктического шельфа России. Апатиты: КНЦ РАН, 1998. 306 с.
СПбО ИЛ РАН Поступила в редакцию
23.11.99
TRANSITION ZONES: GEODYNAMIC BOUNDARIES, AFFINITY
AND DISCREPANCY OF MORPHOSTRUCTURES
E.E. MUSATOV
Sum m а г у
Classification of active (Pacific), passive (Atlantic), Columbian and Mediterranean types of continental margins is
suggested. Regional description of transition zones is given. Each type of continental margin is characterizes by specific
geomorphic and morphostructural features, values of seismicity (magnitudes), types of magmatic rocks, age of folded
basement and sedimentary cover and some other geological parameters.
21
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2001
МЕТОДИКА НАУЧНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.4.044/479.24
© 2001 г. Э.К. АЛИЗАДЕ
ОСОБЕННОСТИ МОРФОСТРУКТУРНОГО ДЕШИФРИРОВАНИЯ
КОСМИЧЕСКИХ СНИМКОВ ЗОНЫ СОПРЯЖЕНИЯ
МОРФОТЕКТОНИЧЕСКИХ БЛОКОВ
(на примере восточной части Малого Кавказа)
Эволюция взглядов на принципиальные вопросы формирования и развития земной
коры и современного рельефа геодинамически напряженных территорий, особенно
сложных горных регионов, требует применения более совершенных методик иссле-
дования. Одним из перспективных методов изучения строения морфоструктур зон со-
пряжения и столкновения различных региональных и локальных геотектонических
блоков является индикационно-геоморфологическое дешифрирование космических
снимков (КС).
С целью выяснения информационной емкости и полезности КС при морфострук-
турных исследованиях регионов, где происходят интенсивные горообразовательные
процессы, в качестве модельного объекта взята восточная оконечность Малого Кав-
каза, являющаяся результатом сближения и столкновения двух крупных геобло-
ков - Ирано-Анатолийского (крайним северо-восточным элементом которого служит
Мисхано-Кафанская геосинклинальная зона) и Закавказского (юго-западным огра-
ничением которого является Сомхето-Карабахская зона). Разделяет эти геоблоки
шовное морфотектоническое сооружение - Севано-Акеринская рифтовая офиолитовая
зона с соответствующими ей морфоструктурами. Эта геодинамически очень активная
часть Малого Кавказа характеризуется и интенсивными рельефообразующими про-
цессами, которые очень четко выражены в современном рельефе и на КС [1-4].
На крупномасштабных цветных КС исследуемый регион в целом отличается слож-
ным характером фотоизображения, обусловленным разнообразием структурных, орфо-
графических, растительных и других элементов земной поверхности, а также густой
сетью дизъюнктивных нарушений и эрозионных форм рельефа. Последние хорошо
дешифрируются на общем фоне рельефа, что позволяет четко определить каркас
морфоструктур.
Отдешифрированная система морфолинеаментов отражает общую картину раз-
дробленности, трещиноватости, расчлененности территории. Закономерности их распо-
ложения, ориентировки и простирания, а также наличие аномальных зон позволяют
выделить морфотектонически напряженные участки, где милонитизация горных пород
достигла наивысших пределов. Зоны, в которых морфолинеаментная сеть очень
разрежена, характеризуются меньшей раздробленностью. Разные формы линеаментов
обусловлены спецификой морфотектонического развития региона: нами отдешиф-
рированы кольцевые, дуговые, изометричные, прямолинейные и другие линеаментные
зоны.
Совмещенный анализ сводных схем показывает, что во-первых, на КС четко вы-
22
ражены крупные зоны, в пределах которых морфолинеаментная сеть имеет свои спе-
цифические черты: это Предмалокавказская наклонная равнина, Агдамская зона низ-
когорных хребтов вместе с Атрек-Ханкендинской полосой котловин и разделяющие их
гряды; Карабахский хребет, Мисхано-Кафанская серия хребтов, Карабахское вулкани-
ческое нагорье и Приараксинская полоса прогибов, хребтов и гряд. Все эти зоны
имеют сложное морфотектоническое строение и сформировались в условиях уна-
следованных горизонтальных и вертикальных подвижек.
Наиболее четко и уверенно дешифрировались морфолинеаменты, имеющие СЗ-ЮВ
простирание, которые в общем и определяют особенности данного региона. По гус-
тоте разрывных нарушений резко выделяются зоны линеаментов, приуроченные к
Карабахскому хребту, Муровдагу, а также к Баргюшадскому, Мегринскому, Занге-
зурскому, Мишудаг-Карадагскому хребтам. Линеаменты общемалокавказской ориен-
тации составляют около 75-80% всех дешифрируемых разрывных нарушений. Особым
расположением линеаментов характеризуется зона, приуроченная к Зангезурскому
хребту и Приараксинскому прогибу.
Морфолинеаменты строго СЗ-ЮВ простирания в приводораздельной части Занге-
зурского хребта чередуются на правобережье р. Араке с дугообразно расположенными
линеаментами, имеющими близширотное направление. Отметим, что в верховьях
р. Хачинчай, северо-западнее города Лачин, северо-восточнее горы Иландаг и т.д.
прямо по КС дешифрируются характер напластования, азимут падения и особенности
складкообразования отдельных литологических комплексов.
Особую группу образуют морфолинеаменты, ориентированные вкрест основных
структур Малого Кавказа, они создают поперечную сегментарность морфолинеамент-
ной сети. На юго-восточном склоне Малого Кавказа поперечные (близширотные) лине-
аментные зоны дешифрируются в районах долин рек Тертер, Хачинчай, а также по
линии Б. Ишыхлы - Б. Кире - Кенделенчай, Татев - Кичик, Акера - Доланларчай и
т.д. Секущие морфолинеаменты близеубмеридионального простирания выделены и на
северо-восточном склоне Малого Кавказа, на Зенгезурском хребте и в прилегающих
районах.
Дешифрируются также относительно короткие, слабовыраженные в рельефе, диа-
гональные к основным морфоструктурам линеаменты, которые имеют разнонаправ-
ленные простирания и обычно пересекают одну или две крупные морфоструктуры.
Эта немногочисленная группа морфолинеаментов не является определяющей и лишь
осложняет общую схему линеаментных зон, рассекая основные морфотектонические
единицы под острым углом по отношению к линии их сочленения. Таким образом,
каркас морфолинеаментного поля образован линеаментами ортогональной (продольной
и поперечной) и диагональной систем, а также промежуточных простираний.
На КС четко выражены и морфолинеаменты, имеющие кольцевые и дуговые фор-
мы. Их выраженность зависит от размера объекта, геологического времени заложения
и развития, современной тектонической активности и т.д. Следует отметить, что
объекты, связанные с процессами магматизма, дешифрируются более уверенно, чем
тектонические или эрозионные. Кольцевые и дуговые структуры дешифрировались
нами по концентрическому или радиально-концентрическому характеру рисунка
орографических, гидрографических, растительных и прочих элементов ландшафта, а
также по круглым или овальным участкам аномального фототона.
На Карабахском вулканическом нагорье, в районе горы Бартаз и на массиве Сава-
лан установлена тесная взаимосвязь гидросети и крупных форм рельефа с кольцевыми
морфоструктурами. В этих и сопредельных регионах индикационными признаками
кольцевых и дуговых структур являются радиально-центробежный, центростреми-
тельный и петельчатый рисунки крупных орографических единиц и гидросети. Де-
шифрированные кольцевые объекты по своему внутреннему строению в основном
относятся к простым (Бартазский, Верхнехачинчайский, Северо-Татевский, Галин-
каинский, Айлахлинский и др.), концентрическим (Б. Ишыхлинский, Кызылбогазский,
Саваланский, Сахендский и др.), замкнутым или фрагментарным.
23
Западная полоса Восточная полоса
РЯ? |~Яз [&I 9 РЯ //[#] 12
24
Большой интерес представляют кольцевые объекты в районе Б. Ишыхлы и
Кызылбогаз, имеющие концентрическое строение. Достаточно четко дешифрируются
их ядро и внешний контур. Для кольцевого объекта Б. Ишыхлы последний является
границей, за пределами которой морфолинеаменты приобретают линейные формы.
Концентрическая кольцевая структура на поверхности имеет радиально-концентри-
ческую систему расчленения.
Выявленные дуговые морфолинеаментные зоны в основном приурочены к
Карабахскому вулканическому нагорью, к бассейну р. Базарчай. Локальные дуговые
линеаменты дешифрируются повсеместно на границе с Предмалокавказской наклонной
равниной, в междуречье Тертер - Хачинчай, в Кельбаджарской наложенной мульде и
т.д. Выражены они на КС относительно хорошо, но их дешифрирование затруд-
няется из-за закрытости территории. Мы считаем, что в большинстве случаев эти
зоны являются кольцевыми, но интенсивные эндо- и экзогенные процессы, а также
хозяйственная деятельность человека серьезно нарушили их первичное строение,
создав их современный морфологический облик.
В процессе обработки материалов КС были выявлены также некоторые харак-
терные черты рельефа, которые позволяют более уверенно выяснить особенности
морфоструктурного строения территории. Например, крупные уступы, приуроченные к
долинам рек, отвесным склонам гор были отдешифрированы в коренных породах
склонов Карабаха, Муровдага, Зангезура. Анализ снимка долины реки Араке показал,
что она почти на всем своем протяжении, вплоть до устья р. Басутчай, имеет каньоно-
образную форму, а боковые стены являются уступами высотой 150-200 м и более.
Такими же особенностями характеризуются долины рек Акера, Базарчай, Гочазсу,
Тертер и т.д.
На КС выделены конусы выноса рек в пределах Приараксинского прогиба, Пред-
малокавказской равнины, на правобережье р. Араке. Дешифрирование особенностей
Карабахского вулканического нагорья, поверхность которого покрыта мощными ком-
плексами лав, затруднено. Там были выделены участки распространения каменных
скоплений продуктов вулканического извержения, еще не переработанных экзо-
генными процессами, которые приурочены к крупным вулканическим кратерам. Такие
скопления установлены в районе горы Б. Ишыхлы, оз. Айлахлы, оз. Б. и М. Алагел-
лар и т.д. На водоразделах хребтов Зангезура, Далидага, Муровдага выделены
ареалы распространения многолетних снегов.
В результате сопоставления сети морфолинеаментов с геолого-тектоническими и
геоморфологическими картами, а также результатами исследований, проведенных в
полевых условиях, установлено, что морфолинеаменты соответствуют дизъюнктив-
ным дислокациям разного генезиса и порядка, ограничивающим и секущим основные
морфоструктурные единицы. Были составлены картосхемы морфотектонической ин-
терпретации линеаментов (рис. 1, 2), которые по сути отражают каркас морфотек-
тонических блоков. На схемах показаны также индивидуальные особенности, генезис и
порядок каждой зоны линеаментовразломов.
Отметим, что отраженная на этой схеме общая картина морфотектонического
строения юго-восточной части Малого Кавказа сформировалась в результате коллизии
Рис. 1. Картосхема морфотектонической интерпретации линеаментов восточной части Малого Кавказа
Морфолинеаменты, соответствующие разломам продольного (общемалокавказского) направления: 1 -
региональные глубинные разломы (надвиги-взбросы), ограничивающие крупные складчато-блоковые
морфоструктуры, 2 - локальные разломы, соответствующие границам складчато-блоковых морфоструктур,
3 - разломы, ограничивающие морфоструктуры низшего порядка, 4 - разрывные нарушения (линеаменты),
разломы (сбросо-сдвиги) поперечного направления, 5 - региональные глубинные разломы, ограничивающие
крупные блоки, 6 - локальные разломы, соответствующие границам блоков-сегментов, 7 - разрывные
нарушения, ограничивающие блоки-сегменты низшего порядка, 8 - диагональные разрывные нарушения, 9 -
кольцевые и полукольцевые тектоно-вулканогенные и частично экзогенные морфоструктуры, 10 - конусы
выноса, 11 - облака, 12 - вулканические конусы
25
Рис. 2. Картосхема морфотек-
тонической интерпретации ли-
неаментов юго-восточной час-
ти Малого Кавказа
Условные обозначения см. рис. 1
в послесантонское время локальных блоков Анатолийской плиты (Мисхано-Кафанский
блок) под Закавказскую (Сомхето-Карабахский блок). Этот процесс обусловил оро-
генное складко-разрывообразование (верхний эоцен) и активизацию магматических
процессов вплоть до новейшего этапа развития. Такая напряженная гео динамическая
обстановка - интенсивные дифференцированные горизонтальные и вертикальные
тектонические подвижки, современная активность эндо- и экзогенных процессов
рельефообразования - и создали сложную, разнонаправленную, гетерогенную, много-
этажную сеть дизъюнктивных и пликативных дислокаций. А эти процессы в свою
очередь определили современное складчато-блоково-шарьяжное строение всей шов-
ной зоны. Учитывая вышеприведенное принципиальное положение, морфолинеамен-
ты-разломы были разделены на несколько групп по их простиранию, рангу и ге-
незису.
Наиболее уверенно интерпретировались морфолинеаменты, относящиеся к про-
дольным (общемалокавказским) направлениям. Среди наиболее крупных морфолине-
аментов, совпадающих с надвигами-взбросами, четко выделялись Муровдагский,
Карабахский, Лачин-Башлыбельский, Дейханский, Кубатлы-Зангеланский, Хуступ-
Гирратахский, Ордубадский, Камкинский и др. Отметим, что эти очень плотно рас-
положенные дизъюнктивные структуры, особенно Муровдагская, Карабахская, Хус-
туп-Гирратахская, Ордубадская и др., выделялись на КС как сложно построенные
морфолинеаментные зоны. Характерна в этом отношении зона Карабахского надвига-
взброса, которая была изучена нами начиная с северо-запада Шахдагского хребта и
вплоть до юго-восточной оконечности этой части Малого Кавказа. Сильная сжатость,
раздробленность, интенсивная дифференциация Карабахского горстового (шовного)
хребта, гетерогенность слагающих пород создали сильную трещиноватость, которая
на КС дешифрируется в виде плотно расположенных линейных фотоаномалий. Осо-
бенно сложным, "эшелонированным" положением морфолинеаментов характеризуются
участки в районе хр. Шахдаг, горных массивов Чичагли, Ходжаюрт, Б. и М. Кире и
т.д. В большинстве случаев эти территории являются зонами сочленения или контакта
интенсивно дифференцированных складчато-блоковых и блоковых продольных и
поперечных морфоструктур. Очень близкое положение разломов тоже создает специ-
фические условия, при которых на КС они дешифрируются как единая зона линеа-
ментов. Примеры этого: Лачин-Башлыбельская, Карабахская, Шушинская и другие
дизъюнктивные дислокации. Отметим, что все они приурочены к региональной шовной
зоне и не исключено, что в принципе они являются ответвлением одной зоны глу-
бинного разлома (шва) - Карабахского.
Примерно по таким же индикационным признакам выявляется и Хуступ-Гирра-
тахский глубинный надвиг-взброс юго-восточнее р. Базарчай. Сильной трещинова-
тостью пород характеризуется участок, расположенный между городом Сисиан и
вершиной г. Хуступ. Самое интенсивное расчленение типично для юго-западных хреб-
тов Зангезур и Карадаг. Плотное расположение морфолинеаментов, выходы "экзо-
тических" коренных пород, частичное изменение направления простирания линеамен-
тов-разломов указывают на напряженную геодинамическую обстановку в районе
Ордубад-Карадагского взбросо-надвига. При этом надо учесть особую шарнирную
роль Пальмиро-Апшеронского регионального глубинного разлома, к которому при-
урочена долина р. Араке.
Эти надвигово-взбросовые зоны - основные элементы морфотектонического строе-
ния юго-восточной части Малого Кавказа, они создают региональный каркас. Другие
линеаменты-разломы общемалокавказского направления формируют уже детали этого
каркаса. Они также уверенно дешифрируются на КС среднего и крупного масштаба и
почти полностью отражены на имеющихся геолого-геоморфологических картах.
Другой наиболее важной морфотектонической особенностью исследуемой терри-
тории является поперечная раздробленность фундамента Малого Кавказа, выражен-
ная в виде изменений морфологии отдельных сегментов рельефа, гипсометрии основ-
ных геоморфологических единиц, интенсивности экзогенных процессов и т.д. Сопо-
27
ставление отдешифрированной сети морфолинеаментов поперечной (секущей) системы
основных элементов рельефа одновременно с анализом геолого-тектонических мате-
риалов позволило отметить, что в большинстве случаев эти линеаменты совпадают с
крупными поперечными дизъюнктивными дислокациями, выявленными в основном
геолого-геофизическими исследованиями. Они имеют взбросо-сдвиговой характер и
обусловлены подвижками, происходившими преимущественно в послесантонское
время. Некоторые плановые несовпадения разломов и морфолинеаментов связаны, по
нашему мнению, с деятельностью экзогенных процессов, приведших к изменению
границ поперечных сегментов-блоков в рельефе, а также со сложностью отслеживания
в полевых горных условиях разрывных нарушений по всему их протяжению. Другие,
менее значительные, поперечные разломы, выявленные в пределах отдельных
продольных структур, или отражены на имеющихся картах частично, или же совсем не
отражены.
Таким образом, среди выделенных в пределах юго-восточного склона Малого Кав-
каза секущих линеаментов-разломов наиболее значительными являются Шамхорчай-
ская, Гянджачайская, Тертерская, Хачинчайская, Кенделанчай-Горисская зоны
дизъюнктивных дислокаций, а также Кавиртугская, Каркарчай-Карадагская, Кирс-
Ишыхлинская, Туг-Кубатлинская и др. Эти поперечные зоны разломов ограничивают
крупные морфотектонические блоки-сегменты, которые относительно самостоятельно
развивались, испытывали разновременные, разнохарактерные, унаследованные или
новые тектонические подвижки, что и обусловило интенсивность и дифференцирован-
ность экзогенных процессов. Все эти блоки имеют только им присущие характерные
морфотектонические и морфоскульптурные черты и являются сложно построенными
комплексами.
В результате интерпретаций материалов дешифрирования КС Малого Кавказа вы-
делены следующие крупные поперечные морфотектонические блоки: Дзегамчай-Шам-
хорчайский, Шамхорчай-Гянджинский, Гянджачай-Гейгельский, Гейгель-Карачайс-
кий, Муровдагский, Тертер-Хачинчайский, Хачинчай-Шушинский, Дагтумас-Зангеланс-
кий, Приараксинский. Эти блоки-сегменты разделены другими разрывными наруше-
ниями более низкого порядка, которые ограничивают более мелкие морфотекто-
нические блоки-сегменты. Поперечные разломы, выявляемые в пределах отдельных
продольных структур, осложняют эти морфоструктуры, но дешифрируются относи-
тельно плохо и на имеющихся геолого-тектонических картах либо отражены частично,
либо вовсе не выделены.
Наиболее интенсивно эти разломы-линеаменты влияли на развитие и формирование
структур в верхнем мелу и особенно на ранней и поздней орогенных стадиях (эоцен-
миоцен) развития Кавказской части Альпийско-Средиземноморского пояса в целом, а
также Малого Кавказа и смежных территорий в частности. Дифференцированность
поперечных подвижек наиболее ощутимо влияла на процессы орогенеза в миоцене,
плиоцене и в четвертичное время. Так, многие из активных на новейшей стадии раз-
вития прогибов, линейных зон сильной милонитизации и трещиноватости, контро-
лирующих размещения крупных вулканических центров и имеющих антикавказское,
т.е. субмеридиональное (ССВ и СВ) направление, возникли или активизировались в
конце миоцена, в плиоцене и в антропогене в условиях продолжавшегося на поздне-
орогенной стадии общего горизонтального сжатия Кавказского сегмента.
С этими процессами связаны формирование и развитие дешифрируемой на КС
крупной Тертерской зоны разломов, к которой приурочена Кельбаджарская на-
ложенная поперечная мульда, выполненная сильно дислоцированными вулканогенно-
осадочными образованиями эоцена (мощностью до 3 км) и несогласно перекрываю-
щими их вулканогенными толщами позднемиоценового возраста. Вулкано-тектониче-
ский Верхнетертерский грабен ограничен круто падающими сбросами. Формирование
Тертерской поперечной зоны разломов и развитие связанного с нею грабена
несомненно происходили одновременно с позднемиоценовыми извержениями [5-8].
28
Выявлены и интерпретированы также линеаменты-разрывы диагонального к ос-
новным структурам направления. Они дешифрировались в основном по косвенным
признакам и почти не отражены на геолого-тектонических картах. Нами они интер-
претировались как предполагаемые. Диагональные линеаменты-разрывы, по нашему
мнению, являются наиболее молодыми дислокациями в структуре Малого Кавказа,
образованными в результате тангенциальных сжатий в основном в послемиоценовое
время. Они имеют сколовый характер и малую амплитуду. Их слабая выраженность в
рельефе и невыраженность в глубинном строении позволяют предположить, что эти
новейшие тектонические образования пока не полностью сформировались и в будущем
будут более ощутимо влиять на особенности рельефа Малого Кавказа.
При интерпретации материалов КС особое внимание было обращено на кольцевые
и дуговые объекты, отличающиеся гетерогенностью и гетерохронностью. Четко вы-
ражены в рельефе и на КС такие крупные вулканические центры, как Ишыхлинский,
Кызылбогазский, Галинкаинский, Карадагский и другие, приуроченные к западной ок-
раине Карабахского нагорья. Среди них относительно хорошо сохранились вулка-
нические купола плиоцен-п лейстоценового возраста (Ишыхлы, Кызыл богаз, Кара-
даг и др.). Менее четко выделяются центры извержений эоцен-миоцена (западнее
оз. Б. Алагелляр, восточные склоны хр. Котидаг и др.). Почти все крупные вулка-
нические постройки расположены кулисообразно над разломами, и их возникновение -
это результат неотектонических сжатий в пределах Гочазского синклинория Мисхано-
Кафанской тектонической зоны. Вследствие интенсивных извержений на неотекто-
ническом этапе Гочазский синклинорий совместно с Кельбаджарской мульдой почти
полностью был выполнен лавами разного состава и возраста, поэтому Карабахское
вулканическое нагорье на КС дешифрировалось как нерасчлененная однородная по-
верхность с широким развитием каменных морей и скоплений обломочного материала
и слабым развитием гидрографической сети.
Кольцевые объекты, отдешифрированные на Карабахском шовном хребте, и ду-
говые на Сомхето-Агдамском антиклинорном тыловом хребте и грядах имеют текто-
но-эрозионное происхождение. Они приурочены к зонам стыковки и сильной мило-
нитизации различных по генезису горных сооружений и литологических комплексов
пород.
В целом, анализируя результаты интерпретации отдешифрированной сети морфо-
линеаментов регионального масштаба, следует отметить, что наиболее напряженными
в морфотектоническом отношении зонами являются Зангезур-Гегамская, Шахдаг-
Карабахская, Карадаг-Талышская, Мишудаг-Саваланская, где трещиноватость, раз-
дробленность и милонитизация фундамента наиболее интенсивны. Эти зоны выражены
в виде многочисленных систем линеаментов-разломов, которые кулисообразно рас-
положены на севере и в общем имеют СЗ направление, а на юге, наоборот, СВ, т.е.
образуют дугообразную структуру неправильной формы, резко меняющую направ-
ление в долине р. Араке (Пальмиро-Апшеронская зона глубинных шовных разломов).
Исходя из изложенного, можно заключить, что отдешифрированная сеть морфо-
линеаментов отражает в основном решетку глубинных разломов разного порядка - и
мантийных, и коровых. В плане эта сеть очень сложна, так как разломы заклады-
вались на разных этапах развития геолого-геоморфологического каркаса территории;
для нее характерны многочисленные изменения направлений, интенсивности и диф-
ференцированности горизонтальных и вертикальных подвижек. Разломы являются
границами основных продольных структур или секут их, а также служат каналами
миграции вещества земных недр, т.е. к ним приурочены вулканы, выходы полезных
органических и неорганических ископаемых и т.д.
29
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Лилиенберг Д.А. Кавказ // Горы шовных зон территории СССР и тектоника плит. М.: Наука, 1990.
С. 141-153.
2. Лилиенберг Д.А., Будагов Б.А., Алиев А.С. Морфотектоника Азербайджана и Восточного Закавказья с
позиции неомобилизма // Геоморфология. 1996. № 4. С. 31-50.
3. Будагов БА., Ализаде Э.К. Особенности формирования и дифференциации морфоструктур Азербайджа-
на Ц Геоморфология. 1998. № 2. С. 53-59.
4. Ализаде Э.К. Морфоструктурное строение горных сооружений Азербайджана и сопредельных территорий.
Баку: Элм, 1998. 247 с.
5. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли / Рифтогенез в подвижных поясах. М.: Недра, 1987.
298 с.
6. Шихалибейли Э.Ш., Аллахвердиев Г.И. Сел. Чайкенд - курорт Истису / Путеводитель Междунар. сессии
по тект. картам Европы, Ближнего и Среднего Востока. Баку: Элм, 1968. С. 69-72.
7. Гасанов Т.А. Офиолиты Малого Кавказа. М.: Недра, 1985. 240 с.
8. Гасанов Т.А. Геодинамика офиолитов в структуре Малого Кавказа и Ирана. Баку: Элм, 1996. 454 с.
Институт географии им. акад. Г.А. Алиева Поступила в редакцию
АН Азербайджана 31.01.2000
MORPHOSTRUCTURAL DECIPHERING OF SPACE IMAGES: AN APPLICATION
TO ZONES OF BLOCKS’ JOINING IN LESSER CAUCASUS
E.K. ALIZADE
Sum тагу
The joining regions of morphotectonic bloks of Lesser Caucasus are characterized by high geodynamics and by
intensive exogenous processes. Their space images were deciphered; the methodic and results are described.
30
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2001
НАУЧНЫЕ СООБЩЕНИЯ
УДК 551.4.432(471.651)
© 2001 г. В.Ф. БЕЛЫЙ
СТРУКТУРА И РАЗВИТИЕ ВПАДИНЫ ЭЛЬГЫГЫТГЫН
(Анадырское плоскогорье)
Введение
Со времени открытия С.В. Обручевым в 1933 г. [1, 2] и до настоящих дней проблема
происхождения впадины Эльгыгытгын привлекает внимание естествоиспытателей. Интерес
особенно усилился в последние 20 лет, после находок импактитов как внутри этой
структуры, так и за ее пределами. Присутствие импактитов и другие признаки шок-
метаморфизма позволяют многим исследователям считать впадину Эльгыгытгын астро-
блемой, образовавшейся 3,5 млн.л.н. [3-5], т.е. на рубеже раннего и позднего плиоцена.
Однако метеоритная гипотеза плохо согласуется с геологическими данными. Тектони-
ческое положение впадины, ее морфоструктура, распространение импактитов по всему
разрезу нижнеплиоценовых отложений, изученных в верховье р. Энмываам, петрография
импактитов и состав обнаруженных в них включений свидетельствуют об эндогенной
природе явлений, ставших причиной и образования впадины, и импактогенеза [6-10].
Структура геологического объекта несет в себе важнейшую информацию об его про-
исхождении. Так и в морфоструктуре впадины Эльгыгытгын запечатлены наиболее су-
щественные страницы летописи ее образования. И хотя описание этой морфоструктуры
приводится в работах, публиковавшихся на протяжении уже почти сорока лет [6-8, 11-13],
новые данные о рельефе дна озерной чаши, полученные в последние годы, требуют еще раз
рассмотреть особенности морфоструктуры впадины в качестве главных аргументов ее
происхождения.
Летом 1994 г. сотрудники ИБПС ДВО РАН И.А. Черешнев и В.Г. Харитонов на приборе
"Lowerense Х70-А" выполнили эхолотирование дна озера по шести профилям. По полу-
ченным данным мною была составлена новая карта рельефа дна озера Эльгыгытгын.
Хорошая увязка первичных данных на пересечениях профилей позволяет считать по-
строенную карту достаточно надежной.
Морфоструктура впадины Эльгыгытгын
Строение горных сооружений, обрамляющих впадину Эльгыгытгын, и террас в верхнем
течении р. Энмываам указывают на то, что речная и главная водораздельная системы,
которые сегодня предстают перед нами, были сформированы в доплиоценовое время
[8, 14, 15].
У устья р. Чанувэнваам русло р. Энмываам врезано на 10-12 м в цоколь 50-метровой
смешанной террасы, близ устья р. Мечекрыннэтвеем высота этой террасы составляет
25-30 м, а глубина вреза в цоколь - около 3 м. Поверхность террасы прослеживается вверх
по течению р. Энмываам, 12 км от оз. Эльгыгытгын (рис. 1, т. 104) высота террасы не
превышает 4-5 м. Нижняя часть слагающих ее осадков аналогична плиоценовым отло-
31
Рис. 1. Структурное положение впадины Эльгыгытгын (на врезке - местонахождение оз. Эльгыгытгын на
Чукотке, крапом показан Охотско-Чукотский вулканогенный пояс)
1 - граница внешней и внутренней зон Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (вершины треугольников
обращены в сторону внутренней зоны): а - на карте, б - на врезке; 2 - наиболее крупные разломы:
а - ограничивающие меловые вулкано-тектонические структуры (штрихи направлены в сторону опущенного
крыла), б - то же, выраженные резким уступом в современном рельефе; 3 - оз. Эльгыгытгын, изобата
110 м показана по [8]; 4 - граница днища впадины (штрихами отмечены участки скальных обрывов);
5 - зона склоновых обрушений; 6 - Мечекрыннэтская и Чанувэнваамская неотектонические впадины; 7 -
водораздел бассейна оз. Эльгыгытгын; 8 - прочие дуговые и "кольцевые" линии древних (раннеплиоценовых)
водоразделов; 9 - местонахождение (элювиально-делювиальное, коренное) импактитов и их номера; 10 -
место и номер разреза плиоценовых отложений; 11 - предполагаемое место находок импактитов в
террасовых отложениях на р. Отвевергын [4].
Буквенные обозначения. Грабены: Ч - Малочаунский, У - Угаткынский: О - горст гор Останцовых
32
жениям, вскрытым в смешанной террасе у устья р. Мечекрыннэтвеем. Ширина долины
р. Энмываам в створе впадины Эльгыгытгын 2,5 км. Здесь днище ее представляет собой
высокую (1-1,5 м) пойму, покрытую сетью отмерших меандрировавших проток, обрывками
низких террас. От озера долина отделена галечным валом высотой около 3 м. Первая
наледь в долине р. Энмываам образуется в 5-6 км от озера. Это свидетельствует о по-
стоянном подрусловом стоке из озера и о достаточной для этого мощности рыхлых от-
ложений в долине реки. Следовательно, в прошлом русло реки здесь врезалось в коренные
породы на глубину не меньше, чем мощность талых рыхлых отложений. В настоящее время
углубление русла реки не происходит. Отмечались случаи, когда гонимые северным ветром
льды создавали галечный вал, полностью прерывавший поверхностный сток в реку.
Водоразделы речной сети выше устья р. Чанувэнваам не испытывали преобразования
позднейшими речными перехватами. Исключением является лишь "утрата" левой состав-
ляющей верховьев р. Мечекрыннэтвеем (крайняя JOB часть территории, показанной на
рис. 1). Древние водораздельные линии имеют в плане кольцевую форму (верховье
р. Чанувэнваам), близкую к овальной (верховье р. Энмываам - бассейн впадины Эль-
гыгытгын) или представляют собой сложно сочленяющиеся дуги (р. Мечекрыннэтвеем).
Внутри таких "колец" и "дуг" находятся впадины (Эльгыгытгын, Мечекрыннэтская) либо
четко выраженные понижения рельефа (верховье р. Чанувэнваам). Это хорошо согласуется
с широким распространением на территории Центральной Чукотки кольцевых и дуговых
структур, отдешифрованных по мелкомасштабным радиолокационным и космическим
снимкам [6].
Впадина Эльгыгытгын расположена внутри водораздельного "овала" в верховьях древней
(миоцен (?) - плиоценовой) реки, ныне - это верховье р. Энмываам. Большая часть бассейна
руч. Лагерного и верховье руч. Звездного остаются за пределами впадины (рис. 2). Во
впадине различаются надводная и подводная части. Главными элементами надводной части
являются склоны (борта) впадины и прибрежная равнина, подводной - прибрежная отмель,
береговой склон и дно озера. По существу же склоны впадины, прибрежная равнина и
прибрежная отмель представляют собой элементы более древней структуры, которую
предлагается именовать Эльгыгытгын-1, а эксцентрично вложенная в нее более молодая
структура, главные элементы которой выражены береговым склоном и дном озера, будет
названа Элъгыгытгын-2.
Впадина Эльгыгытгын-1 имеет почти правильную круглую форму диаметром около
17 км по верхней кромке склонов. Поперечник ее днища 14 X 16 км. Граница днища и
склонов в плане представляет собой сложную ломаную линию, в целом приближающуюся к
окружности, но не являющуюся таковой, ибо почти каждый из отрезков этой ломаной
линии продолжается разломом в меловых вулканитах горного обрамления впадины (рис. 2).
Максимальная высота границы склон - днище находится в СЗ секторе впадины и достигает
абс. высоты 600 м, минимальная - в ЮВ, где она лежит на уровне поверхности озера
(489,5 м). Как видно, перепад высот границы склон - днище составляет около 110 м.
На севере, западе и юго-западе, где впадина граничит с плосковершинным расчлененным
мелкогорьем, высота которого систематически превышает 750 м, достигая местами 900 и
более метров, склоны (борта) впадины крутые и высокие (300-350 м). Они в целом вогнуты,
покрыты крупноглыбовыми развалами; в привершинной части наблюдаются мелкие
скальные обнажения.
Юго-восточная половина впадины обрамлена холмисто-увалистым мелкосопочником
(абс. отметки вершин 600-700 м), на фоне которого выделяются отдельные вершины и
группы сопок высотой 750-800 м. На юге и на СВ склоны впадины пологие, покрыты
средне- и мелкообломочными элювиально-делювиальными образованиями.
В восточном секторе строение склонов иное. За исключением двух участков, где со-
хранились фрагменты прибрежной равнины, граница склон (борт) - днище впадины ха-
рактеризуется признаками омоложения: в основании склонов часто встречаются выходы
коренных пород, севернее руч. Лагерного на протяжении почти двух километров про-
слеживаются скальные обнажения высотой до 20-40 м.
Самое низкое обрамление в СВ части впадины. На этом участке на дневную поверхность
выходят аргиллитизированные мелкощебенчатые туфы пыкарваамской свиты, слагающие
пологий перевал из впадины Эльгыгытгын в верховье р. Юрумкувеем. Высота перевала
535 м, т.е. он возвышается над озером всего на 45 м. Какие-либо признаки былого стока вод
озера в этом месте отсутствуют. Если бы такое когда-нибудь и происходило, водный поток
из озера мгновенно размыл бы мягкие горные породы перевала и сток озера навсегда
2 Геоморфология, № 1
33
Рис. 2. Геологическая карта и элементы морфоструктуры впадины Эльгыгытгын
1 - водоразделы бассейнов: а - рек Тихого и Ледовитого океанов, б - рек Энмываам и Юрумкувеем, в -
водотоков, впадающих в озеро Эльгыгытгын и непосредственно в реку Энмываам; 2 - максимальная (941) и
минимальная (535) высота водораздела впадины, м; 3 - граница склон - днище впадины: а - подножье
склона, покрытое делювием, б - мелкие коренные обнажения под элювиальными развалами, в - скальные
обрывы; 4 - прибрежная равнина; 5 - озерная чаша: а - 489,5(0) - абсолютная высота береговой линии,
принятая за изобату 0 м, б - прибрежная отмель (до изобаты 10 м), в - изобаты берегового склона и дна
озера, г - обрывистые участки берегового склона; 6 - местонахождение импактитов (цифра - номер
изученного объекта); 7 - конусы разрушения в меловых игнимбритах; 8 - речные долины: а - пойма,
б - надпойменные террасы и террасоувалы; 9 - разломы; свиты: 10 - эргываамская, 11 - коэквуньская,
12 - вороньинская, 13 - пыкарваамская; 14 - штоки, силлы, дайки меловых базальтов и андезито-базальтов
34
установился бы в более глубоко врезанное верховье р. Отвевергын. Поэтому предпо-
ложение И.А. Некрасова [12] о том, что уровень воды в озере прежде мог быть на 80 м
выше современного, весьма сомнительно.
Меловые вулканиты, окружающие впадину Эльгыгытгын, разбиты многочисленными
разломами, по которым на ее склонах (бортах) образовались сложные клавишно-ступен-
чатые структуры, погружающиеся, как правило, в сторону днища [8; стр. 12, 13; рис. 4]. Эти
деформации прослежены с небольшими перерывами почти по всему периметру впадины
(рис. 1) и названы зоной склоновых обрушений. Исключение составляет только ЮВ сектор,
где подобные структуры отсутствуют, но зато в нижней части склонов просле-
живаются крупные скальные обрывы.
Прибрежная равнина представляет собой сохранившуюся часть днища впадины Эльгы-
гытгын-1. Она хорошо выражена в западном, северо-западном и северном секторах, а на
юге и на востоке сохранились только ее фрагменты. Максимальной ширины (3,5-4 км)
равнина достигает на СЗ впадины, в восточном и южном направлениях она сужается до
полного выклинивания.
На севере и северо-западе прибрежная равнина плавно сменяется 50-100-метровой по-
лосой пляжа, а затем прибрежной отмелью, ширина которой здесь минимальна по срав-
нению с остальной частью озера. На ЮЗ и Ю пляж не превышает первых десятков метров,
прибрежная равнина заканчивается обрывами высотой до 10 м, в которых вскрываются
гравийники и галечники с прослоями супесей и суглинков синеватого и коричневого цвета.
По палинологическим данным нижняя часть отложений относится к каргинскому меж-
ледниковью, а средняя - к сартанскому оледенению [13].
Поверхность прибрежной равнины покрыта мелкими натечными солифлюкционными
террасами, дренируется многочисленными часто сухими ручьями. Прямолинейные водо-
токи, по-видимому, совпадают с разломами, продолжающимися из горного обрамления.
Отдельные разрывные нарушения "просвечивают" на аэрофотоснимках под плащом рыхлых
отложений по резкому линейному характеру смены фототона поверхности, по исчез-
новению или появлению растительного покрова. Это особенно хорошо проявляется в
северном секторе.
От поверхности озера до горизонтали 520 м наклон прибрежной равнины колеблется в
пределах 10-20 м/км, а выше, ближе к горным склонам (бортам), составляет 35-60 м/км.
Соответственно этому меняется и глубина вреза водотоков в СЗ секторе впадины. Близ
бортов врез достигает первых десятков метров, ручьи вскрывают меловые вулканиты,
перекрытые мощными элювиальными и делювиальными образованиями. Невдалеке от
озера глубина вреза ручьев составляет 1-1,5 м; они вскрывают только озерно-аллю-
виальные отложения. И.А. Некрасов [12] отмечает, что в пробах, отобранных на высоте
около 80 м над уровнем озера, обнаружены диатомеи как аллювиального, так и озерного
генезиса.
В южном секторе, наоборот, максимальная глубина вреза ручьев (10 м) наблюдается в
приустьевых частях, а на расстоянии 0,7-1 км выше по течению уменьшается до 4-5 м.
На прибрежной равнине нет никаких признаков озерных террас 40- и 80-метрового уровней,
которые упоминаются И.А. Некрасовым и в отложениях которых, по утверждению Е.П.
Гурова [3, 4] и В.И. Фельдмана [5], якобы сосредоточены самые крупные скопления
импактитов.
Рассматривая прибрежную отмель в качестве составной части днища впадины Эль-
гыгытгын-1, обратим внимание на то, что максимальной ширины (до 1,5 км) отмель
достигает в восточном секторе, где прибрежная равнина прослеживается фрагментарно.
Минимальная ширина отмели (50-100 м) установлена в северном секторе, где прибрежная
равнина широкая и на ней прослеживаются продолжения разломов горного обрамления.
В западном секторе равнина достигает наибольшей ширины, а отмель здесь составляет в
среднем 400-500 м; разрывные нарушения на равнине выражены не столь отчетливо, как на
севере.
Впадина Эльгыгытгын*!. Карта дна оз. Эльгыгытгын, составленная по данным эхоло-
тирования (рис. 2), показывает, что: 1) максимальная глубина озера возможно превышает
173 м, 2) прибрежная отмель оказалась необычно широкой в восточном секторе; 3) бере-
говой склон выше, круче и построен сложнее, а дно еще более плоское, чем было пред-
ставлено на прежней карте [8, рис. 2, 3].
Верхняя кромка бортов впадины Эльгыгытгын-2 (берегового склона) достаточно строго
фиксируется изобатой 10 м. На этом уровне впадина имеет форму, близкую к четы-
рехугольной с закругленными вершинами. В ЮВ секторе береговой склон осложнен двумя
2*
35
резкими изгибами, так что в плане его простирание меняется дважды с юго-западного на
почти меридиональное. Подошва склона устанавливается на глубине 120-140 м, а не
70-90 м, как следовало из прежней карты. В СВ, В и частично ЮВ секторах средняя
крутизна склонов составляет 20-40°; здесь, по данным эхолотирования, предполагаются
обрывы и выходы коренных пород. На юге, севере и западе средняя крутизна склонов
колеблется в пределах 10-20°. В остальных местах, по-видимому, составляет не более 10°
(однако, возможно, это лишь следствие недостаточного количества данных между про-
филями). Резкие изгибы бортов впадины сопровождаются изменением их крутизны, что
особенно хорошо прослеживается в юго-восточном секторе.
По изобате 140 м очертание дна впадины похоже на неправильный четырехугольник с
отходящим от его ЮВ стороны широким "заливом" к югу. Более отчетливо четырех-
угольная форма устанавливается по изобате 160 м. Наиболее сложно устроенный ЮВ
сектор впадины Эльгыгытгын-2 соприкасается с системой разломов, составляющих границу
внешней и внутренней зон Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Частые резкие
изгибы бортов впадины и неровности дна, выявляемые по изгибам изобат, находятся на
продолжении разломов, хорошо выраженных в меловых вулканитах горного обрамления.
В мае 1998 г. в рамках Международного проекта "Палеоклиматические данные озера
Эльгыгытгын: рекогносцировочные исследования" в центральной части озера была про-
бурена скважина и отобран керн донных осадков до глубины 12,38 м [16]. Верхние 70 см
осадков представлены сильно обводненными алевритами, которые подстилаются серым
однородным песком (15 см). Ниже, до глубины 3,75 м, идут преимущественно алевриты и
суглинки с прослоями песка, в которых встречаются редкие остроугольные обломки горных
пород. До глубины 7 м среди преобладающих алевритов встречаются прослои глины, ред-
ко - песка. Еще ниже (до 10,3 м) лежат алевриты с прослоями песка. В интервале 10,3-11,1 м
- тонкое переслаивание алевритов, глин и песков. Ниже слоя массивного песка (20 см)
следуют тонко переслаивающиеся пески и глины (11,3-11,9 м), под которыми до глубины
12,38 м лежат массивные супеси (П.С. Минюк, доклад на Ученом совете СВКНИИ).
Б.В. Белая изучила 26 палинопроб, отобранных из разных частей керна. Верхние четыре
пробы (0-2 см, 48,5 см, 58,6 см, и 68,7 см) характеризуются преобладанием пыльцы
древесно-кустарниковой растительности (более 50%). В первых трех ведущую роль играют
ольховник, кустарниковая береза и кедровый стланик. В четвертой резко падает коли-
чество кедрового стланика и заметно возрастает доля травянистых растений.
В пробе с глубины 74,6 см пыльца древесно-кустарниковых растений составляет 46,6%;
среди них еще преобладает ольховник (33%), но на втором месте идут травы. В интервале
79,4-321,4 см (7 проб) количество пыльцы древесно-кустарниковых не превышает 20%,
ведущую роль играют травы. По-видимому, к интервалу 74,6-79,4 см приурочена граница
голоцена и плейстоцена. Некоторое увеличение количества пыльцы древесно-кустар-
никовых (до 33%) наблюдается в пробах с глубин 426,5 и 429,1 см, а затем (пробы 503,5 см,
517,2 см, 528,6 см) пыльца этой группы становится господствующей (86-93%) при по-
стоянном преобладании кедрового стланика. В пробе 622,9 см количество пыльцы древесно-
кустарниковой растительности составляет только 2,9%, а травянистой - 91,6%. В
нижележащих 8 пробах преобладает или господствует пыльца травянистых растений.
Приведенные данные позволяют полагать, что палинокомплекс проб с глубин 503,5 см,
517,2 см и 528,6 см отвечает времени каргинского межледниковья, а палинокомплексы из
выше- и нижележащих отложений относятся к сартанскому и зырянскому оледенениям
соответственно. Таким образом, по возрасту верхняя часть донных отложений коррели-
руется с отложениями прибрежной равнины, вскрытыми в обрывах 10-метровой террасы в
южном секторе впадины.
Если полагать, что на глубине 520 см лежат слои, отвечающие середине каргинского
межледниковья (37-38 тыс.л.), получим среднюю скорость осадконакопления 14 см/тыс.л.,
что в 3,5 раза выше таковой на Академическом хребте оз. Байкал за последние 5 млн.л.
[17]. При допущении непрерывности и постоянства скорости осадконакопления во впадине
Эльгыгытгын-2 минимальная мощность верхнеплиоценовых-плейстоценовых донных осад-
ков составит примерно 500 м.
Импактиты и возраст структурообразования
Для решения вопросов возраста структурообразования большое значение имеют данные
по импактитам, распространенным во впадине и за ее пределами, особенно в разрезах
плиоценовых отложений в верхнем течении реки Энмываам. Импактиты в подавляющем
36
большинстве случаев приурочены к границе борт - днище впадины Эльгыгытгын-1.
Структурное положение двух мелких мест находок на прибрежной равнине не ясно. Одно
крупное делювиально-элювиальное местонахождение известно за пределами впадины, в
верховье реки Чанувэнваам (рис. 1, 2, т. 103). Породные ассоциации каждого из мест
находок импактитов обладают своими особыми чертами, но при этом в большинстве из них
устанавливается полный ряд импактных образований: импактированный игнимбрит - пем-
за - шлак - массивное стекло. Либо шлаки, либо стекла всегда преобладают над другими
разностями пород.
Первый результат К-Аг определения возраста импактитов приводится Е.П. Гуровым
[3] - 3,5 млн.л. (местоположение проанализированого образца не указано). По нашим дан-
ным [8, 9], К-Аг датировки возраста импактитов из впадины Эльгыгытгын различны:
средние значения датировок разных видов импактитов (шлаки, массивные стекла) из
местонахождений колеблются от 6 до 3,5 млн.л. Два К-Аг определения возраста импактных
стекол из плиоценовых отложений на р. Энмываам дают значения более 4 млн.л.’(со-
общение А.Д. Люскина, СВКНИИ, Магадан). Несколько Аг-Аг определений возраста стекол
из различных местонахождений, выполненные П.У. Лейером (Фэрбенкс, США), колеблются
от 4 до 3,5 млн.л. Несомненно, было бы преждевременным абсолютизировать приведенные
значения радиологического возраста, но они в целом хорошо согласуются с данными о
распространении импактитов в разрезах плиоценовых осадков в верхнем течении р. Эн-
мываам.
Плиоценовые отложения на р. Энмываам выделены нами в 1991-93 гг. [15]. Близ устья
р. Мечекрыннэтвеем и в нижнем течении р. Чанувэнваам (рис. 1) в обнажениях цокольной
террасы 25-50-метрового уровня наблюдались однотипно построенные осадки, в которых
четко различаются нижний (5-8 м) и верхний (12-25 м) комплексы. Нижний комплекс
разделен на торфяниковые (1,5-2,5 м), шлировые (1,5-3 м) и тефровые (0-5 м) отложения.
Неокатанные обломки импактных стекол и шлаков размером до 10 мм присутствуют в
базальных слоях (гравийник, мелкий галечник) торфяниковых отложений. Шлировые от-
ложения - вязкие, почти неслоистые фиолетово-серые, зеленоватые и бурые глины об-
разуют матрикс, в котором содержатся неокатанные обломки и глыбы как меловых
вулканитов, так и импактитов, преимущественно стекол. В целом количество последних
составляет 1-2% объема шлировых отложений, но иногда скопления импактитов образуют
линзы и невыдержанные слои, где их количество доходит до 10 и более процентов. Размер
обломков массивного импактного стекла достигает 20-40 см.
Тефровые отложения выделяются только в верховье р. Энмываам - это светло-серые
легкие, в сухом состоянии сжимающиеся подобно губке образования, состоящие из облом-
ков импактной пемзы кислого состава (до 50%), стекол, шлаков, а также обломков меловых
вулканитов. Материал тефровых отложений почти не сортирован по крупности: преоб-
ладают обломки размером от долей до 15 мм; встречаются фрагменты стекол (до 20 см) и
пемз (до 5 см). Среди тефры присутствуют тонкие прослои (2-3 см) полимиктового песка.
Кровлю этих отложений слагает слой (40-50 см) коричнево-серой базальтовой тефры.
Верхний комплекс (аллювиальный) - плохо сортированные галечники с песчано-гра-
вийным заполнителем, содержащие линзовидные слои гравийников, песков, реже - илов и
торфа. В аллювиальном комплексе крайне редко встречаются только хорошо окатанные
гальки импактных стекол.
Возрастная корреляция плиоценовых отложений основана на представительных
палинологических данных. Граница между ранним и поздним (кутуях) плиоценом не сов-
падает с границей нижнего и верхнего комплексов плиоценовых отложений. На левом
берегу р. Энмываам близ устья р. Мечекрыннэтвеем первые 2-3 м верхнего (аллю-
виального) комплекса относятся еще к нижнему плиоцену [15, рис. 2, т. 107, 10]. В об-
нажении 107 позднеплиоценовый (кутуях) палиноспектр получен из осадков, залегающих
примерно в 7 м выше подошвы верхнего комплекса. На р. Чанувэнваам (см. там же, т. 121)
граница между ранним плиоценом и кутуяхом приходится примерно на среднюю часть
шлировых отложений. Отметим, что в заведомо раннеплиоценовых палиноспектрах из
шлировых отложений близ устья р. Мечекрыннэтвеем устанавливаются вполне законо-
мерные изменения таксономического состава снизу вверх по разрезу, что указывает на
геологическую длительность их образования.
Верхняя видимая часть аллювиального комплекса, установленная на р. Энмываам в
18 км ниже устья р. Чанувэнваам, относится уже ко второй половине позднего плиоцена
(олер). В разрезе плиоцена запечатлены важнейшие события позднекайнозойской истории
37
района. Торфяниковые отложения отвечают периоду медленного аллювиально-болотного
осадконакопления в обширной речной долине. Шлировые отложения накапливались,
вероятно, в протяженном Мечекрыннэтском подпрудном озере, которое образовалось в
результате крупных сейсмотектонических обвалов на западном фланге горста гор Остан-
цовых, преградивших сток древней речной системы (верхнее течение современной р. Эн-
мываам) в реку Малый Анюй [14]. Тефровые отложения подобны образованиям вул-
канических пеплопадов.
Формирование верхнеплиоценового аллювиального комплекса совпадает с крупными
событиями в развитии речной сети бассейна верхнего течения реки Анадырь. Вероятно,
вследствие тектонической активизации, начавшейся в конце раннего плиоцена, произошли
первые крупные перераспределения речной сети. Важнейшим из них был размыв
Эргываамского водораздела и присоединение к системе р. Анадырь бассейна верхнего
течения р. Энмываам [14]. Это привело к осушению Мечекрыннэтского озера, к резкому
усилению эрозионно-денудационной деятельности водотоков и к накоплению в долинах рек
грубообломочного аллювия.
Структурообразование, импактогенез и формирование плиоценовых отложений -
явления, между которыми существуют тесные пространственно-временные связи. Метео-
ритная гипотеза импактогенеза впадины Эльгыгытгын сталкивается с неразрешимыми
противоречиями. Согласно этой гипотезе "акту творения" импактитов отводятся мгнове-
ния - несколько секунд. Значит, "акт творения" по наличию импактитов в основании
разреза нижнего плиоцена, надо относить к началу плиоцена или к рубежу миоцен-плиоцен
(5 млн.л.), а все импактиты в вышележащих стратиграфических подразделениях нижнего
плиоцена считать продуктами длительного переотложения коптогенных (импактных)
образований. Но это совершенно не согласуется ни с большинством радиологических дат,
ни с характером распространения импактитов в отложениях раннего плиоцена - законо-
мерное увеличение количества и размера обломков импактитов вверх по разрезу, за-
вершающееся накоплением почти чистой импактной пемзы (тефровые отложения). Сле-
довательно, надо признать, что импактогенез был длительным процессом, который раз-
вивался на протяжении раннего плиоцена и достигал максимальной активности в конце
раннего - начале позднего плиоцена - около 3,5 млн.л. Большинство местонахождений
импактитов приурочено к границе борт - днище впадины Эльгыгытгын-1. Это означает, что
к началу проявлений импактогенеза впадина уже существовала. Поэтому ее заложение
относится к концу миоцена - началу плиоцена. Формирование впадины Эльгыгытгын-2
происходило, вероятно, после максимума импактных явлений и было связано с поздне-
плиоценовой тектонической активизацией.
Кроме приведенных прямых признаков не одноактного метеоритного, а длительного
эволюционного происхождения впадины Эльгыгытгын, следует отметить, что в ее струк-
туре нет атрибутов, считающихся обязательными для астроблем такого размера. В ней нет
ни центрального поднятия, ни цокольного кольцевого вала, а меловые вулканиты на бортах
впадины, прежде всего, в коренных обнажениях восточного сектора не несут никаких
признаков аутигенных брекчий коптогенного комплекса. Полностью отсутствуют и какие-
либо остатки отложений насыпного вала, обилие которых при столь хорошо сохранившейся
водораздельной системе и весьма ослабленных эрозионно-денудационных процессах
следовало бы ожидать, прежде всего, в бассейне руч. Лагерного, в верхнем течении руч.
Звездного, на низких плоских водоразделах и перевалах. Местонахождения импактитов
приурочены, как правило, к далеко не лучшим для захоронения элементам рельефа
впадины. При этом среди них преобладают (или присутствуют только) шлак и стекла -
породы, прошедшие полное плавление, которые теоретически составляют не более 1%
объема коптогенных образований [5, стр. 11]. Трудно, если не невозможно представить
механизм сепарации, обеспечивший сохранение на местности именно этой, по метеоритной
гипотезе наименее распространенной фации импактитов.
Выводы и сопоставления
1. Впадина Эльгыгытгын, как было показано ранее [6, 8, 9], расположена на юго-востоке
среднемелового Малочаунского вулкано-тектонического грабена при его сочленении с
более древним линеаментом, определяющим границу внешней и внутренней зон Охотско-
Чукотского вулканогенного пояса (рис. 1). Впадина прошла длительное и сложное развитие,
в котором отчетливо проявлены два главных этапа структурообразования - формирование
38
впадин Эльгыгытгын-1 и Эльгыгытгын-2. Характер склонов ЮВ сектора впадины говорит о
продолжающейся тектонической активности.
Смещение впадины Эльгыгытгын-2 к ЮВ относительно геометрического центра впадины
Эльгыгытгын-1 сопровождалось значительным поднятием днища последней в направлении
на СЗ. Это подтверждается и большой шириной прибрежной отмели на юго-востоке.
Значительная, некомпенсированная осадками глубина и крутые склоны впадины Эльгыгыт-
гын-2 указывают на то, что скорость ее образования была высокой и время заложения не
столь отдаленным.
Заложение впадины Эльгыгытгын-1 относится к границе миоцена и плиоцена, а Эль-
гыгытгын-2 - происходило не ранее позднего плиоцена. Раннеплиоценовые, видимо мел-
ководные озера существовали, вероятно, во впадинах Эльгыгытгын-1 и Мечекрыннэтской.
В эти озера из Северного Ледовитого океана по р. Малый Анюй и через принадлежавшее ей
верховье нынешней р. Энмываам в раннем плиоцене могли проникнуть арктические голь-
цы - предки современных обитателей оз. Эльгыгытгын [18].
Позднеплиоценовая тектоническая активизация и связанное с ней изменение флю-
виального осадконакопления безусловно отразились и на характере осадков во впадине
Эльгыгытгын. Можно полагать, что верхнеплиоценовые отложения во впадине не имеют
существенных отличий от осадков позднего плиоцена цокольных террас на р. Энмываам, а
режим медленного накопления существенно алевритовых осадков, подобный выявленному
бурением (голоцен и поздний плейстоцен), установился лишь в плейстоцене. Это надо
учитывать при планировании бурения дна озера на большие глубины.
2. Объем впадины Эльгыгытгын оценивается в 83 км3, из них объем воды озера со-
ставляет около 15 км3. Если мощность осадков во впадине Эльгыгытгын-2 достигает 500 м,
объем их может быть 40 км3. Объем рыхлых отложений на прибрежной равнине, вероятно,
не более 2 км3. Таким образом, общий объем впадины Эльгыгытгын по поверхности
мелового вулканогенного фундамента может достигать 125 км3.
От близких по размеру позднемезозойской-кайнозойской Болтышской (диаметр 25 км) и
эоцен-олигоценовой Логойской (12 X 15 км) кольцевых структур с импактитами, фундамент
которых сложен дорифейскими метаморфическими и магматическими комплексами [19-21],
впадина Эльгыгытгын отличается многими особенностями. В Болтышской и Логойской
структурах хорошо выражено центральное поднятие аутигенных брекчий кристаллического
фундамента. Объем коптогенного материала в этих структурах на несколько порядков
превышает объем импактитов во впадине Эльгыгытгын-1. Болтышская и Логойская
структуры полностью компенсированы осадками, а впадина Эльгыгытгын, хотя и имеет
достаточно значительный возраст (не менее 5 млн.л.), остается резко выраженной в
рельефе отрицательной структурой.
Нескомпенсированная осадками йпадина Эльгыгытгын резко выделяется и среди обыч-
ных на Северо-Востоке Азии, в особенности во внутренней зоне Охотско-Чукотского вул-
каногенного пояса, позднекайнозойских изометричных и неправильной формы запол-
ненных осадками структур. Одна из них, Балахапчинская впадина, изученная геофизически
и бурением, лежит на Магаданском батолите. Ее поперечные размеры - 2,5 X 6 км,
превышение окружающих гор - 300-500 м. Внутри впадины, ближе к восточному краю,
находится поднятие гранитоидов (1,5 X 2 км, превышение около 100 м) - подобие цент-
рального поднятия Болтышской и Логойской структур. Непосредственно к западу от
поднятия мощность верхнемиоценовых-плейстоценовых отложений достигает 450 м [22, 23].
Никаких признаков импактных явлений здесь не наблюдалось.
В арктической области ближайшим аналогом оз. Эльгыгытгын, возможно, является
озеро Нью-Квебек на полуострове Унгава в Канаде, в окрестностях которого также об-
наружены импактиты [24, 25]. Озеро находится среди докембрийских гранитогнейсов в
круглой депрессии диаметром 3,4 км, отметка поверхности воды - 494 м. Оно окружено
почти непрерывным вилообразным поднятием, возвышающимся местами до 140 м. Размер
озера 2,8 X 3 км, глубина 267 м. На расстоянии до 4 км от озера, главным образом, среди
ледниковых отложений, найден 21 образец импактитов, самый крупный из которых весит
680 г. Это не менее чем на 5-6 порядков меньше, чем в районе оз. Эльгыгытгын. По
описанию [24], импактиты Нью-Квебек сходны с эльгыгытгынскими шлаками; их состав
меняется от риолитового до андезитового, стекловатая матрица содержит микролиты
андезина и пижонита. Аг-Аг возраст импактитов 1,3 млн.л.
3. Геологическая обстановка и механизм развития эндогенного импактогенеза на при-
мерах крупных (Пучеж-Катункская, Попигайская) и средних по размеру (Болтышская,
39
Логойская) кольцевых структур, сформированных на древних платформах, подробно об-
суждаются в работах А.А. Маракушева [26-28]. Видимо, таким же образом возникла и
впадина Нью-Квебек, хотя размер ее почти на порядок меньше, чем Болтышской и
Логойской структур.
Впадина Эльгыгытгын отличается от этих структур не только геологическим поло-
жением, но и ролью импактного процесса в структурообразовании. Впадина Эльгыгытгын
расположена на среднемеловом вулканическом плато и признаки куполообразования,
свойственные структурам на докембрийских платформах, в истории ее формирования не
установлены. Время заложения впадины совпадает с неотектоническим этапом развития
Северо-Востока Азии в целом и с кульминацией щелочно-базальтового и щелочно-ультра-
основного вулканизма Берингийской провинции в частности [10, 29]. Исключительность
тектонического положения впадины Эльгыгытгын (пересечение мелового вулкано-текто-
нического грабена с крупнейшим линеаментом Северо-Востока Азии), по-видимому, сы-
грала решающую роль в том, что в раннем плиоцене, главным образом, во впадине, а также
за ее пределами происходили прорывы глубинных флюидов, детонация которых сопро-
вождалась взрывами высокой энергии, являвшимися причиной развития импактогенеза как
петрогенетического процесса.
Следовательно, в истории формирования впадины Эльгыгытгын импактогенез был со-
путствующим явлением, которое, однако, при своей высокой энергоемкости могло вы-
зывать сильные землетрясения, влиявшие и на развитие впадины, и на перестройку гид-
росети юго-восточной части Анадырского плоскогорья1.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Обручев С.В. На самолете в Восточной Арктике. Л.: Изд-во ВАИ ГУСМП, 1934. 47 с.
2. Обручев С.В. Район Чаунской губы. Геологический и орогидрографический очерк // Тр. Арктич. ин-та.
1938. Т. 112. С. 5-136.
3. Гуров Е.П., Гурова Е.П., Рябенко В.А. Импактиты и стекловатые бомбы метеоритного кратера
Эльгыгытгын на Чукотке // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1980. № 1. С. 54-61.
4. Гуров Е.П., Гурова Е.П. Геологическое строение и ударный метаморфизм вулканогенных пород
метеоритного кратера Эльгыгытгын. Киев: ИГН АН УССР, 1981. 61 с.
5. Импактиты / Под ред. А.А. Маракушева. М.: Изд-во МГУ, 1981. 204 с.
6. Белый В.Ф. Впадина озера Эльгыгытгын - метеоритный кратер или геологическая структура новейшего
этапа развития Центральной Чукотки? //Тихоокеанская геология. 1982. № 5. С. 85-91.
7. Белый В.Ф. Впадина озера Эльгыгытгын и некоторые, связанные с ней геологические проблемы //
Природа впадины озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993. С. 10-25.
8. Белый В.Ф., Райкевич М.И. Впадина озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. 27 с.
9. Белый В.Ф., Райкевич М.И. Геология импактитов впадины оз. Эльгыгытгын // Бюлл. МОИП. Отдел,
геол. 1996. Вып. 1. С. 56-72.
10. Белый В.Ф. Импактогенез и вулканизм впадины Эльгыгытгын // Петрология. 1998. Т. 6. № 1.
С. 96-110.
11. Некрасов И.А. Экспедиция на озеро Эльгытхын// Проблемы Севера. М.: Изд-во АН СССР, 1958. № 1.
С. 360-370.
12. Некрасов И.А. О происхождении и истории котловины озера Эльгыгытгын // Геол, и геофиз. 1963. № 1.
С. 47-59.
13. Глушкова О.Ю. Геоморфология и история развития района озера Эльгыгытгын // Природа впадины
озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993. С. 26-48.
14. Белый В.Ф. Образование впадины озера Эльгыгытгын и перестройка рек северной части Анадырского
плоскогорья // Природа впадины озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993. С. 49-61.
15. Белый В.Ф., Белая Б.В., Райкевич М.И. Плиоцен верхнего течения р. Энмываам и возраст импак-
тогенеза впадины озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. 30 с.
16. Глушкова О.Ю. Тайны озера Эльгыгытгын // Колымские вести. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 1999. № 2.
С. 18-22.
17. Непрерывная запись климатических изменений в отложениях озера Байкал за последние 5 миллионов лет
И Геол, и геофиз. 1998. Т. 39. № 2. С. 139-156.
1 Выражаю признательность М.И. Райкевичу, С.А. Зуеву, М.А. Кречмару - моим спутникам в послед-
нем полевом сезоне на Чукотке, а также И.А. Черешневу, В.Г. Харитонову - за материалы эхолотирования
озера Эльгыгытгын.
40
18. Черешнев И.А., Скопец М.Б. Биология гольцовых рыб озера Эльгыгытгын // Природа впадины озера
Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993. С. 105-127.
19. Басс Ю.Б., Галака В.И., Грабовский В.К. Болтышские горючие сланцы //Разведка и охрана недр. 1967.
№9. С. 11-15.
20. Вальтер А.А., Рябенко В.А. Взрывные кратеры Украинского щита. Киев: Наукова думка, 1977. 153 с.
21. ГлазовскаяЛ.И., Громов Е.И., Парфенова О.В. и др. Логойская астроблема. М.: Наука, 1991. 135 с.
22. Волобуева В.И., Белая Б.В., Половова Т.П. и др. Морской и континентальный неоген Северо-Востока
СССР. Вып. 1. Миоцен. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. 76 с.
23. Волобуева В.И., Белая Б.В., Половова Т.П. и др. Морской и континентальный неоген Северо-Востока
СССР. Вып. 2. Плиоцен. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. 48 с.
24. Grieve R.A.F., Robertson Р.В., Bouchard М.А. et al. Origin and Age of the Cratere du Nouveau-Quebec //
Collection environnement et geologic. Canada, Montreal. 1989. Vol. 7. P. 59-72.
25. Gronlund T., Lortie G., Guilbault J.-P. et al. Diatoms and arcellaceans from Lac du Cratere du Nouveau-Quebec,
Ungava, Quebec, Canada // Can. J. Bot. 1990. Vol. 68. P. 1187-1200.
26. Маракушев A.A., Богатырев O.C., Феногенов A.H. и др. Импактогенез и вулканизм // Петрология.
1993. № 6. С. 571-595.
27. Маракушев А.А. Геологическая позиция, геохимия и термодинамика алмазоносного импактогенеза //
Вести. МГУ. Сер. 4. Геология. 1995. № 1. С. 3-24.
28. Маракушев А.А. Руденосность взрывных кольцевых структур И ГРМ. 1996. Т. 38. № 6. С. 500-511.
29. Белый В.Ф. Берингийская вулканическая провинция //Тихоокеанская геология. 1995. № 4. С. 50-59.
СВКНИИ ДВО РАН Поступила в редакцию
15.09.99
STRUCTURE AND DEVELOPMENT OF THE EL’GIGITGIN DEPRESSION
V.F. BELY
Sum m a г у
The El’gigitgin depression consists qf two structures of different age: a large Miocene-Early Pliocene structure
(El’gigitgin-1) and inner one of Late-Pliocene-Pleistocene age (El'gigitgin-2) - the El’gigitgin lake. New data on lake's
bottom morphology were obtained by echo sounding in 1994. The age of structures was determined on the base of
palynologic data. The analysis of impactite distribution in the depression and in the Pliocene sediments of river
Enmivaam was used as well. The comparison of the depression with the ring structures at the shields and ancient
platforms was made. The development of El’gigitgin depression was attended by endogenous impactogenesys.
УДК 551.4 (477.8)
© 2001г. И.Д. ГОФШТЕЙН
ДРЕВНИЙ ГОРНЫЙ МАССИВ СЛОРУНГ В ПРАКАРПАТАХ
(по данным анализа коррелятных отложений)
В палеогеоморфологии Карпат существует ряд нерешенных вопросов: история формиро-
вания древнего рельефа, реликты и в конце концов реконструкция; на одном из них мы и
остановимся ниже.
"Экзотические" породы Карпат. На протяжении уже целого столетия в стратиграфиче-
ских разрезах Карпат известны включения пород, чуждых по возрасту и составу карпат-
скому флишу (верхний мел - нижний миоцен) и молассам Предкарпатского прогиба
(миоцен). Эти "экзотические” породы встречаются в виде гравия, гальки, валунов, а места-
ми и крупных глыб (рис. 1). Конгломераты, сложенные такими породами, по традиции
также называют экзотическими. В этих конгломератах нередко присутствуют породы
41
Рис. 1. Глыба юрского известняка в молассах Предкарпатского прогиба (фото автора)
флиша, прежде всего менилитовые сланцы олигоцена - низов миоцена; сравнительно не-
давно установлены сложенные флишем олистостромы.
В экзотическом наборе пород главную роль играют зеленые (реже красные) филлиты
рифея, затем по своему значению следуют плотные светлые "штрамбергские" известняки
верхней юры и доломиты триаса. Возраст других пород проблематичен. Широкое распро-
странение и условия нахождения экзотических пород в Карпатах привели карпатских гео-
логов к выводу о существовании древнего, впоследствии денудированного, горного соору-
жения, обозначенного как Пракарпаты и получившего собственное имя Свентокшиского-
Добруджинского палеохребта.
Свентокшиско-Добруджинский палеохребет. На месте размытого горного хребта Пра-
карпат располагается часть карпатской альпийской дуги протяженностью 600 км (между ее
крутыми изгибами на северо-западе и юго-востоке). В современном рельефе древний хребет
морфологически выражен реликтовыми горами в Польше (Свентокшиские горы) и
Румынии (горы Добруджи), где породы, описанные выше как экзотические, находятся в
коренном залегании и участвуют в строении названных гор.
О возрасте Свентокшиско-Добружинского хребта высказывались разные мнения. На наш
взгляд, по сравнению с ранее предложенными вариантами возраста (каледонским и затем
герцинским), киммерийский вариант имеет неоспоримое преимущество [1,2]. В данном
случае учтена роль юрских известняков, а также триасовых доломитов в составе экзоти-
ческих пород, т.е. в строении древнего хребта, что в свою очередь и определяет его возраст
как складчатого сооружения. Не меньшее значение имеет открытие с помощью бурения в
Украинском Предкарпатье глубокого позднеюрского прогиба, который в данных условиях
можно рассматривать как краевой прогиб киммерийского горного сооружения [3]. Наконец
установлено, что киммерийское горообразование происходило в пределах реликтовых гор
на оконечностях хребта. Следует уточнить: первая фаза киммерийского горообразования -
древнекиммерийская (рэт-лейас) - проявилась на всем протяжении хребта, в то время как
вторая - новокиммерийская (конец юры) - не достигла Добруджи.
Что касается наиболее распространенной экзотической породы Карпат - зеленых
филлитов, существует мнение, что в докембрии они слагали самостоятельный хребет, кото-
рый в юре был снивелирован. Однако этому мнению противоречит тот факт, что зеленые
филлиты, судя по составу миоценовых конгломератов, слагали кордильеры пракарпатского
моря. Проще предположить, что филлиты, составляющие ядро Свентокшиско-Добруджин-
ского хребта, по объему превосходили мезозойские породы.
42
Рис. 2. Разрез антиклинали Слободы Рунгурской (по [6], фрагмент профиля)
1 - воздушное продолжение складки, 2 - свита слободских конгломератов, 3 - олистостромы, 4 - разрывные
нарушения, 5-забой скважин и его глубина, 6-характер залегания слоев. М-М'- линия измерения
мощности
Издавна принято считать, что Карпаты унаследовали место Пракарпат. Однако есть
исследователи, согласно мнению которых Свентокшиско-Добруджинский хребет был
ограничен пределами Предкарпатского прогиба и, следовательно, не связан с Карпатами
общностью положения. А между тем в указанных границах трудно представить складчатое
горное сооружение, которое сопоставимо с Карпатами по длине, но втрое уступает им по
ширине. Здесь уместно заметить, что представление о размытом до основания горном
хребте со временем несколько изменилось: считается, что в связи с развитием альпийской
геосинклинали этот хребет стал постепенно погружаться под уровень моря, образуя гряды
островов и рифов, послужившие источниками экзотических пород для флиша Карпат и
моласс предгорий. Представление о широком развитии таких гряд, т.е. кордильер, получило
поддержку с изданием монографии, посвященной стратотипам меловых и палеогеновых
отложений Карпат и основанной на детальном описании обнажений [4]. В 15 свитах флиша
отмечено содержание экзотического материала, причем практически поровну в свитах
северо-восточного и юго-западного склонов Карпатского хребта. В последнем случае (это
надо подчеркнуть) экзотические породы наблюдались также в свитах, расположенных на
крайнем юге флишевой зоны.
Важное значение для решения затронутого вопроса имеет геологическая карта [5]. На
ней показано распространение свиты экзотических слободских конгломератов, которая
входит в состав воротыщенской серии эгера-эггенбурга и простирается в виде прерывистой
узкой полосы вдоль фронта Карпат в пределах внутренней зоны Предкарпатского прогиба.
43
По этим коррелятным отложениям можно наметить границу кордильер в раннем миоцене:
она проходила к югу от прогиба. Все сказанное выше свидетельствует об истинных разме-
рах Свентокшиско-Добруджинского палеохребта и об унаследованности его положения
украинскими Карпатами [3].
Слободские конгломераты. Экзотические конгломераты, названные слободскими
(от с. Слобода Рунгурская в верховьях р. Прут), - основной источник сведений о Свен-
токшиско-Добруджинском палеохребте на завершающем этапе его существования. Распро-
странение и мощность слободских конгломератов выделяют их среди других экзотических
образований Карпат, их происхождение связано с локальной реанимацией хребта в связи с
восходящими движениями земной коры, которыми сопровождалась эггенбургская фаза
складчатости [6]. Горный палеомассив в районе Слободы Рунгурской - главный источник
слободских конгломератов - уникальное явление в Пракарпатах. О нем, как о высшей
вершине системы кордильер раннемиоценового моря, дает представление толща конгло-
мератов подножия мощностью не менее 3000 м (в других местах - не более 4000 м).
Другая особенность местных конгломератов, помимо их огромной мощности, - линзо-
видная форма залегания, что определило исключительно большую толщину ядра образо-
ванной ими антиклинальной складки (рис. 2). На рисунке мощность складки в ядре дости-
гает 5000 м, приведенная же выше цифра гарантирует от возможных в данном случае
ошибок. Определение мощности слободских конгломератов в указанном районе основано
на данных глубоких скважин, пробуренных в 60-х годах прошедшего столетия.
Слободские конгломераты - носители информации не только о существовании в раннем
миоцене горного массива значительной высоты, но и о контрастных движениях земной
коры в районе, где эти конгломераты имеют максимальную мощность. Толща конгло-
мератов - показатель движений двух блоков коры, которые разделяет глубокий разлом: в
то время как южный блок поднимался, северный опускался. Однако динамику земной коры
здесь нельзя уподобить чашам весов, так как одновременно с поднятием и благодаря ему
происходило активное разрушение (т.е. снижение) обширного южного блока (горного
массива) за счет эрозии и абразии; северный же блок опускался, здесь шло накопление
галечников и при достижении определенной массы, включился механизм изостазии [7], что
ускорило нисходящее движение.
Таковой, исходя из анализа коррелятных отложений, была динамическая обстановка. Ее
отражение в рельефе - безымянный горный палеомассив - высшая точка кордильер Пра-
карпат, который предлагается назвать Слорунгом.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Вялов О.С. Стратиграфия неогеновых моласс Предкарпатского прогиба. Киев: Наук, думка, 1965. 192 с.
2. Гофштейн 1.Д. До питания про будову складчастого фундаменту м!ж Росшською платформою i
Карпатами // Питания геологи та розвщки нафтових i газових родовищ карпатсько! зони. Кшв: Вид. АН
УРСР, 1961. С. 15-20.
3. Гофштейн И.Д. К палеогеоморфологии Карпат // Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и
взаимодействие. Краснодар: Изд-во Кубан. ГУ, 1998. С. 340-348.
4. Стратотипы меловых и палеогеновых отложений Украинских Карпат. Киев: Наук, думка, 1998. 204.
5. Геологическая карта Украинских Карпат и прилегающих прогибов масштаба I : 200000. Киев: Киев-
геология, 1976.
6. Гофштейн ИД. Геоморфологический очерк Украинских Карпат. Киев: Наук, думка, 1995. 85 с.
7. Гофштейн И.Д. Об изостатических движениях в Предкарпатском прогибе // Геология и геохимия
горячих ископаемых. 1983. Вып. 59. С. 16-21.
Поступила в редакцию
14.12.99
ANCIENT MASSIF SLORUNG IN MIOCENE CARPATHIANS
I.D. HOFSTEIN
Sum m а г у
The position, size and morphology of massive Slorung - the summit of the cordillera of Miocene sea - was
reconstructed on the base of correlative deposits (Miocene conglomerates) analysis.
44
УДК 551.345:551.35.06(268.9)
© 2001 г. | И.Д. ДАНИЛОВ |, А.Ю. ВЛАСЕНКО, В.Ю. БИРЮКОВ
ГЕОМОРФОЛОГО-ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
ВОСТОЧНОСИБИРСКОГО СЕКТОРА АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА
И ЕГО РАЗВИТИЕ В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ1
Введение
Современный рельеф и вечная мерзлота арктического шельфа формировались в плей-
стоцене и голоцене при периодической смене морских и континентальных обстановок. В
особенности это положение относится к восточносибирскому сектору арктического шель-
фа, поскольку находящиеся в его пределах моря - Лаптевых, Восточно-Сибирское -
отличаются мелководностью и при понижении их уровня всего на 30-50 м осушались прак-
тически полностью. В результате арктическая суша продвигалась на север на 600-700 км,
что не могло не сказаться на общей палеогеографической ситуации. И наоборот, доста-
точно незначительного повышения уровня моря для того, чтобы были затоплены огромные
пространства суши.
Общепринято положение, согласно которому образование находящихся ныне в под-
водных условиях многолетнемерзлых пород в широких масштабах происходило в этапы
регрессий и полного или частичного осушения материковой окраины. Смена субаэральной
среды субаквальной в этапы трансгрессий обусловливала активную деградацию мерзлых
толщ как за счет теплопотоков снизу, из недр Земли, так и сверху, из придонных вод.
Основные толщи мерзлых пород, распространенные в настоящее время на арктическом
шельфе, с этих позиций, являются реликтовыми. Главные этапы их формирования соот-
ветствуют зырянской (ранневюрмской) и сартанской (поздневюрмской) регрессиям поздне-
го плейстоцена, а частичная деградация - каргинской (средневюрмской) и фландрской (с
максимумом в середине голоцена) трансгрессиям.
В зависимости от палеореконструкций масштабов регрессий, времени их проявления,
амплитуд колебания относительного уровня моря, температуры воздуха и площади поверх-
ности осушенных территорий, рассчитываются параметры толщ мерзлых пород соответ-
ствующего возраста, которые являются существенно различными. Также весьма отли-
чаются друг от друга величины степени деградации этих толщ в трансгрессивные этапы в
зависимости от принимаемых для расчетов характеристик и времени существования
морских водоемов прошлого.
Выполненное нами исследование истории формирования рельефа и мерзлых толщ
восточного сектора арктического шельфа Евразии, включая компьютерное моделирование,
базируется прежде всего на материалах по Восточно-Сибирскому, а также смежным морям.
Для повышения достоверности расчетов мощности, температуры и площади распростра-
нения многолетнемерзлых пород на шельфе необходим анализ геоморфологической
ситуации в его пределах. Особое значение имеет выявление подводных уровней рельефа и
оценка продолжительности их нахождения в осушенном и затопленном состояниях с тем,
чтобы оценить время промерзания пород в эпохи регрессий и оттаивания в эпохи транс-
грессий. Кроме того, на интенсивность процессов промерзания и оттаивания влияет
внутриземной тепловой поток, величины которого определяются геолого-тектоническим
строением территории. Таким образом, решение мерзлотных задач - это в значительной
степени геолого-геоморфологическая проблема.
Геолого-тектоническое строение шельфа
Восточно-Сибирского моря
Современные представления о геолого-тектоническом строении восточносибирского
шельфа основываются, главным образом, на интерпретации данных геофизических иссле-
дований, так как буровые работы проводились лишь на побережье или в мелководных ак-
ваториях. О литологическом составе пород, слагающих дно морей, можно судить
преимущественно по результатам исследований строения разрезов вблизи побережий.
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 98-05-64340).
45
в.д.
140° 145° 150° 155° 160° 165° 170° 175° 180°
с.ш.
Рис. 1. Схема структурно-тектонического строения дна Восточно-Сибирского моря [по 1, упрощенная! с
вероятными значениями внутриземного теплового потока [по 3]
Окраинно-материковая плита и ее элементы: 1 - прогибы; 2 - погребенные гряды; 3 - седловины и струк-
турные террасы; 4 - погребенные блоково-сводовые поднятия; 5 - рифтогенные желоба и грабены. Пред-
горные депрессии и их элементы: 6 - периферийная тектоническая депрессия, 7 - горсты (выступы
оседания), 8 - унаследованные прогибы и впадины; 9 - киммерийский складчатый комплекс; 10 - конти-
нентальный склон; 11 - суша; 12 - значения внутриземного теплового потока, мВт/м2
Шельф Восточно-Сибирского моря находится в области устойчивого прогибания
восточносибирской окраинно-материковой плиты. Интерпретация материалов гравиметри-
ческих и магнитометрических съемок в свете палеотектонических реконструкций, опи-
рающихся на данные по геологии островов и обрамляющей суши, позволяет наметить
области с разновозрастным складчатым фундаментом и выделить в составе чехла два
структурных этажа. С помощью экстраполяции данных сейсмических исследований (глав-
ным образом соседних акваторий) для структурных этажей чехла предлагается более
дробная схема их расчленения [1].
Нижний структурный этаж объединяет толщи позднепротерозойско-раннемелового
возраста. В его составе выделяются верхнепротерозойско-среднепалеозойский, верхне-
палеозойско-среднеюрский и верхнеюрско-нижнемеловой структурные подъэтажи. Верхне-
протерозойско-среднепалеозойский структурный подъэтаж представлен сочетанием терри-
генных, карбонатных и терригенно-карбонатных толщ (известняки, доломиты, алевролиты,
аргиллиты), общая мощность более 10 км. Верхнепалеозойско-среднеюрский структурный
подъэтаж - это алевролиты и аргиллиты (в том числе углистые), глины, песчаники,
известняки, покровы средних и основных эффузивов (мощность до 3,5 км). Верхнеюрско-
нижнемеловой подъэтаж - алевролиты, аргиллиты, глины, кварц-полевошпатовые и
полимиктовые песчаники (мощность до 1 км).
Верхний структурный этаж - породы позднемелового и кайнозойского возраста: глины,
алевриты, пески с прослоями галечников, бурых углей, торфов (мощность до 6 км). Из
магматических образований следует отметить формацию неогеновых толеитовых базальтов
на Новосибирских островах.
Чехол четвертичных отложений в пределах шельфа по результатам сейсмоакустического
профилирования подразделяется на три стратиграфо-литологические слоя, начиная от
46
поверхности дна. Первый (мощность 0,5 м) - водонасыщенные неуплотненные современные
илы; второй (интервал глубин 0,5 -5м)- слабо литифицированные алевритово-глинистые
голоценовые илы. Третий слой (мощность - десятки метров) - достаточно уплотненные
дисперсные породы, представляющие смесь песчаных, алевритовых и глинистых частиц с
включениями крупнообломочного материала плейстоценового возраста [2]. Этим отло-
жениям свойственны текстуры, предположительно обусловленные промерзанием по-
род в эпоху позднеплейстоценовой регрессии и оттаиванием в этап последующей транс-
грессии.
Структурно-тектоническое строение Восточно-Сибирского шельфа отражено на при-
водимой схеме (рис. 1). Как уже сказано, основную часть шельфа занимает окраинно-
материковая плита, в пределах которой выделяются различные элементы: прогибы,
погребенные гряды и блоково-сводовые поднятия, седловины и структурные террасы,
рифтогенные желоба и грабены, выполненные толщами осадочных пород повышенной
мощности. Вдоль южной окраины моря протягивается полоса предгорных понижений,
включающая основную периферийную тектоническую депрессию, унаследованные прогибы
и впадины, а также горсты (выступы оседания), сложенные в основном дислоцированными
породами кайнозойского возраста.
Данная схема послужила основой для выявления значений внутриземного теплового
потока, также показанных на ней. Они определялись путем аналогий с установленными
значениями в соответствующих структурно-тектонических элементах на близлежащем
побережье [3] и колеблются от 30-40 мВт/м2 в древних блоково-сводовых поднятиях до 60-
80 мВт/м2 в молодых рифтогенных желобах и грабенах.
Рельеф дна и побережий Восточно-Сибирского моря
Восточно-Сибирское море почти целиком расположено в пределах материковой отмели,
его северная граница проходит примерно по изобате 200 м, за исключением СВ части,
находящейся в области больших глубин континентального склона. Это наиболее мелко-
водный морской водоем среди арктических, на основной его площади преобладают глубины
20-30 м, но средняя глубина больше и составляет 45 м (влияние области континентального
склона).
С целью детализации этапов развития шельфа Восточно-Сибирского моря в позднем
плейстоцене и голоцене составлена геоморфологическая карта его дна и побережий,
основанная на анализе батиметрических карт различного масштаба. На ней выделены
отличающиеся по морфологии, глубине (в море) и высоте (на прибрежной суше) геомор-
фологические поверхности и связанные с ними характерные формы рельефа, отвечающие
этапам стабилизации уровня моря в ходе трансгрессий и регрессий позднего плейстоцена и
голоцена.
Достаточно четко выявляется поверхность с относительно большими уклонами - пере-
ходная область от шельфа к континентальному склону - с двумя уровнями на глубинах 55-
50 и 50^45 м. Выше располагается ступенчатая поверхность внешней зоны шельфа, слабо
расчлененная поперечными ложбинами, также включающая два уровня на глубинах 45-40 и
40-35 м. В смежном районе моря Лаптевых (в его СВ части) данные уровни имеют
характерное строение голоценовых осадков, вскрытых на глубину 117 см [4]. Под слоем
приповерхностных глинистых илов с морской микрофауной (фораминиферы) мощностью
25 см с резким несогласием залегают алевриты и пески с флористическими остатками в
виде мелких древесных обломков и растительного детрита, не содержащие раковин фора-
минифер. По растительным остаткам получены датировки возраста отложений по 14С,
наиболее древняя из которых 18 400 ± 540 лет назад (л. н.).
Основную площадь дна Восточно-Сибирского моря занимает в целом плоская, слабо
расчлененная поверхность, в пределах которой выделяются плохо выраженные ступени на
глубинах 35-30, 30-25 и 25-20 м. Наконец, прибрежная мелководная зона в интервалах
глубин 20-10 и 10-0 м отвечает областям мелководий на месте размытых островов и
областям прибрежной аккумуляции, в меньшей степени береговым подводным склонам
термоабразионных берегов. Морские отложения, слагающие дно в прибрежной части
пролива Санникова (глубина моря 10-20 м) близ северного берега о-ва Мал. Ляховский,
имеют возраст (датирование по 14С) - 10 250 ± 270 л.н. [5]. Для областей аккумуляции в зоне
мелководий характерны подводные баровые постройки, окаймляющие восточную и южную
части островов Новая Сибирь, Фаддеевский, Земля Бунге, а также отмелые берега между
устьями рек Колымы и Индигирки.
47
Все вышеперечисленные поверхности (за исключением наиболее глубоководной и
мелководной) расчленены системой четко выраженных затопленных палеодолин, ориенти-
рованных в основном на север. В нижней их части прослеживаются палеодельты,
привязанные к уровням, оконтуренным изобатами 55-50, 50-45, 45-40 и 40-35 м. Глубина
вреза днищ долин по отношению к разделяющим их плоским поверхностям дна составляет
5-25 м.
Анализ геолого-геоморфологической ситуации и данные геохронологии свидетельству-
ют, что палеодолины формировались в этап последней позднеплейстоценовой регрессии и
продолжали функционировать, постепенно сокращая свою протяженность, и во время
последующей трансгрессии. Предполагается, что в регрессивный этап на территории
осушенного шельфа накапливались мощные толщи высокольдистых отложений ’’ледового
комплекса”, слагающие водораздельные уровни рельефа приморских равнин до абсолютной
высоты 60-80 м и пронизанные системой вертикальных полигонально-жильных льдов [6].
Считается, что генезис их аллювиально-пойменный, а процесс избыточной аккумуляции
обосновывается законом, установленным Н.И. Маккавеевым. Согласно нему аллювиальные
(но не пойменные, а в основном русловые) отложения большей, чем "нормальная", мощ-
ности могут накапливаться не только в этапы трансгрессий (как обычно), но также и в
регрессивные этапы при условии, что уклон осушившегося морского дна меньше уклона
впадавших в него рек. Наличие на морском дне четко выраженных и достаточно глубоко
врезанных позднеплейстоценовых палеодолин ставит под сомнение данную гипотезу. Ана-
лиз геоморфологической ситуации показывает, что верхнеплейстоценовый аллювий мог
быть приурочен лишь к относительно узким днищам палеодолин. Он "вложен" в разделяю-
щие их плоские пространства, в пределах которых и предполагается накопление аллю-
виально-пойменных осадков повышенной мощности (в среднем 40-60 м).
На побережье и островах Восточно-Сибирского моря выделяются низкие голоценовые
морские террасы абсолютной высотой до 10-12 м и дельты в устьях крупных рек; морская и
лагунно-морская каргинская терраса с преобладающими абсолютными высотами поверх-
ности 20-30 м, аккумулятивные равнины (едомы), сложенные породами "ледового комп-
лекса" и, наконец, преимущественно денудационный рельеф возвышенного и низкогорного
обрамления равнин. Особо следует подчеркнуть факт наличия морских аккумулятивных
террас каргинского и голоценового возраста в пределах низменных равнин, что сви-
детельствует о более высоком, чем современный, положении относительного уровня моря
во время их формирования.
Данные о поддонной мерзлоте Восточно-Сибирского шельфа
Факт наличия мерзлых пород на дне Восточно-Сибирского моря и смежного с ним моря
Лаптевых известен давно, они обнаружены в прибрежной мелководной зоне, в проливах,
заливах и губах [5, 7-10]. Анализ буровых данных свидетельствует о том, что кровля
мерзлых пород залегает у поверхности дна (обычно на участках его размыва) под мало-
мощным (0,5-2,0 м) слоем неконсолидированных осадков, нередко она находится на глубине
10-20 м, максимально - 70-100 м. Вскрытые бурением породы представлены льдистыми
алевритами, суглинками, глинами с характерной сетчатой или решетчатой криотекстурой,
возникающей обычно при промерзании тонкодисперсных отложений сверху вниз в условиях
суши. Кроме того, встречены пласты слоистого (за счет прослоев терригенного материала)
льда и ледогрунта вскрытой мощностью до 20 м, залегающие на глубинах до 100 м от
поверхности дна.
К сожалению, даже в прибрежных зонах мерзлые толщи не вскрыты на всю их мощность.
Представление о возможной мощности мерзлых толщ на шельфе дают сведения по
прибрежным равнинам (в скобках указана температура мерзлых пород): близ устья Инди-
гирки - 500-700 м (-9 + -11°С); район устья Колымы - до 600 м (-8 -ь -10°С); Чаунская губа -
300-500 м (-5 4--7°С); восточная часть Новосибирских островов 600-700 м (-13°С). Для
сравнения можно отметить, что в близком по природным характеристикам море Бофорта в
районе дельты р. Маккензи, где мерзлые, содержащие лед породы зафиксированы бурением
и геофизическими исследованиями, мощность их составляет 500-700 м, они имеют сплошное
распространение до внешней границы шельфа, то есть до глубин 200 м [11].
Отсутствие в районе восточносибирского сектора арктического шельфа фактических
данных по мощности и характеру распространения подводной мерзлоты обусловило
попытки определить их путем моделирования. Однако результаты его весьма противо-
речивы. Например, для относительно хорошо изученного в геокриологическом отношении
48
моря Лаптевых получены следующие максимальные значения расчетных мощностей
мерзлых донных пород на основной площади акватории: по [9] - до 290 м, мерзлота имеет
островное современное распространение, а по [5] мощность мерзлоты - 1000-1100 м при
практически сплошном распространении. На этом попытки установить истинную картину
не закончились, этому посвящена и настоящая статья.
Модель развития восточносибирского сектора
арктического шельфа
При построении палеогеокриологических моделей эволюции арктического шельфа важ-
нейшее значение имеет выделение этапов его трансгрессивного и регрессивного развития,
т.е. затопления водами моря и последующего осушения. Анализ геолого-геоморфоло-
гического материала по строению прибрежных равнин и восточносибирского шельфа поз-
волил построить кривую колебания относительного уровня расположенных в его пределах
морей в позднем плейстоцене и голоцене, выделив в ней колебательно-тектоническую и
гляциоэвстатическую составляющие (рис. 2). При этом использовался следующий мето-
дический прием.
Исходными для анализа были данные по абсолютной высоте залегания морских отло-
жений казанцевской трансгрессии в пределах относительно тектонически стабильных
аккумулятивных равнин. На приморских низменностях северо-востока Сибири она состав-
ляет 40-60 м (до 70 м). Отложения имеют площадное распространение, следовательно,
объяснять фиксируемую высоту их залегания проявлением локальных неотектонических
движений нет оснований, вероятной представляется связь с колебательными (эпейро-
геническими) неотектоническими движениями материковых окраин глобального характера
[12].
Установлено и общепризнано, что в первое позднеплейстоценовое - микулинское -
межледниковье (эемская трансгрессия в Западной Европе, бореальная на севере Русской
равнины, казанцевская в Сибири) уровень Мирового океана за счет гляциоэвстатического
эффекта превышал современный не более чем на 10 м [13, 14]. Если не подвергать
сомнению связь повышения абсолютного уровня Мирового океана в начале позднего
плейстоцена с частичным уменьшением объема ледников по сравнению с современным, то
соотношение гляциоэвстатического и тектонического факторов природы трансгрессий на
равнинных побережьях в восточном секторе арктического шельфа Евразии составляет в
среднем 1:5.
Нет оснований отрицать возможность аналогичного подхода к расчленению суммарной
величины понижения уровня моря в этапы регрессивного развития арктического шельфа.
Согласно нашим палеореконструкциям и оценкам возможных параметров оледенения
материков Северного полушария в конце позднего плейстоцена, площадь оледенения
превышала современную на 6 млн. км2, а объем - на 7-8 км3, в результате чего понижение
уровня Мирового океана могло составить величину порядка 20 м [15]. Исходя из этих
оценок, в тех районах арктического шельфа, где относительный уровень моря 18-20 тыс.
л.н. понижался на 100 м, 20% приходилось на долю гляциоэвстатического фактора, а 80% -
тектонического. Данные по геоморфологическому строению восточносибирских морей
свидетельствуют о понижении их относительного уровня в конце позднего плейстоцена на
50-55 м. Следовательно, гляциоэвстатический эффект составлял здесь около 40%, а 60%
приходилось на долю тектонического.
Дискуссионным является вопрос о времени регрессивных этапов развития шельфа и
масштабов его осушения в зырянское и сартанское время. Начало зырянского (валдайского)
криохрона датируется различно: либо 100 тыс. л.н. - "Большой вюрм", когда фиксируются
соответствующие изотопные стадии в ледяном керне Гренландии и Антарктиды [16], либо
70-80 тыс. л.н. Последняя цифра предпочтительнее, поскольку способ определения
доголоценового возраста ледников по скорости их растекания весьма ненадежен, но в то же
время имеются данные, что температура поверхностных вод и уровень океана в Северной
Атлантике около 80 тыс. л.н. были выше современных [17]. Также неоднозначно интер-
претируется время окончания регрессии. Если валдайскую (зырянскую) криогенную эпоху
рассматривать как единое целое, то временной интервал ее (от 100 (80) до 10-12 тыс. л.н.)
составляет около 70-90 тыс. лет. Если же в соответствии с данными по арктическим морям
Евразии соглашаться с выводом о том, что в каргинскую трансгрессию относительный
уровень моря был выше современного, то рассмотренный этап подразделяется на два под-
этапа: зырянский (80-50 тыс. л.н.) и сартанский (25-10(12) тыс. л.н.), когда относительный
49
Н, м. абс.
Время, тыс. л. н.
Рис. 2. Кривая колебания относительного уровня Восточно-Сибирского моря в последние 150 тыс. лет
/ - обобщающая кривая, 2 - гляциоэвстатическая составляющая, 3 - тектоническая составляющая
уровень моря был ниже современного. Указанные различия в палеогеографических
моделях имеют важное значение для результатов математического моделирования,
существенно увеличивая или уменьшая прогнозную мощность современной субмаринной
криолитосферы.
Вопрос о величине понижения уровня арктических морей в зырянскую и сартанскую
регрессии не менее дискуссионен, чем предыдущие. В настоящее время преобладающей
является точка зрения о максимальном понижении уровня Мирового океана в самом конце
плейстоцена [14]. Вместе с тем, согласно классическим палеогеографическим схемам
(К.К. Марков, В.Н. Сакс, С.А. Стрелков и др.), глубина регрессии была наибольшей в
зырянское (ранневалдайское), а не в сартанское (поздневалдайское) время. Данные
абсолютного датирования высокольдистых отложений "ледового комплекса" приморских
низменностей Северо-Востока Сибири, формирование которых связывается с осушением
шельфа в регрессивный этап его развития, свидетельствуют, что основное время их
накопления приходилось не только на сартанскую, но также и на зырянскую регрессию [18].
В соответствии с изложенным, амплитуду зырянской регрессии мы принимаем (условно)
равной 80 м, а сартанской - 50-55 м. Последние цифры обоснованы надежнее, поскольку,
как уже сказано выше, именно до этой глубины четко прослеживаются затопленные формы
рельефа на дне морей в восточном секторе арктического шельфа Сибири.
Математическая модель и результаты расчетов
На основе вышеизложенных палеореконструкций была создана математическая модель
развития криолитозоны восточносибирского сектора арктического шельфа Евразии в
позднем плейстоцене и проведены компьютерные расчеты. На верхней и нижней границах
расчетной области задавались определенные параметры меняющихся природных условий.
На верхней границе в этапы осушения - температура пород на глубине слоя ее нулевых го-
довых колебаний; в этапы затопления - температура придонных вод и грунтов; на нижней -
величины внутриземного теплового потока. Внутри расчетной области учитывались
литологический состав и теплофизические свойства пород в мерзлом и талом состояниях,
их засоленность и температура фазовых переходов вода - лед [8, 9]. Значения
внутриземного теплового потока указаны на структурно-тектонической схеме (рис. 1).
Литологические типы пород также охарактеризованы выше.
Продолжительность нахождения тех или иных участков шельфа в осушенном или
затопленном состояниях определялась в соответствии с приведенной выше кривой коле-
бания относительного уровня Восточно-Сибирского моря и геоморфологической характе-
ристикой его дна: более глубоководные участки шельфа находились в затопленном
состоянии более длительное время, чем мелководные (табл. 1).
С учетом общей палеогеографической ситуации и данных изотопно-кислородных
исследований [18, 19] понижение температуры мерзлых пород по сравнению с современ-
ными ее значениями в зырянское время составляло 8°С, в сартанское 6°С (табл. 2). В модели
50
Таблица 1
Время осушения и затопления уровней рельефа дна Восточно-Сибирского моря
Высота уровней рельефа дна, м. абс Регрессии и трансгрессии, тыс. л.н. (в скобках - длительность интервалов, тыс. лет)
Зырянская Каргинская Сартанская Постсартанская
0 -ь-10 79-43(36) 43-24(19) 24-9,5(14,5) 9,5-0(9,5)
-10--20 78-45(33) 45-23(22) 23-11(12) 11-0(11)
-20--25 78-46(32) 46-22,5(23,5) 22,5-12(10,5) 12-0(12)
-25 - -30 78-47(31) 47-22,5(24,5) 22,5-13(9,5) 13-0(13)
-30- -35 78-48(30) 48-22(26) 22-13,5(8,5) 13,5-0(13,5)
-35 - -40 77-49(28) 49-21,5(27,5) 21,5-14(7,5) 14-0(14)
-40--45 76,5-50(26,5) 50-21(29) 21-15(6) 15-0(15)
-45 - -50 76,5-51(25,5) 51-20,5(30,5) 20,5-16(4,5) 16-0(16)
-50--55 76-52,5(23,5) 52,5-20(32,5) 20-18(2) 18-0(18)
Таблица 2
Палеотемпература в этапы трансгрессий и регрессий для уровня моря 0 м (современная береговая зона)
Изобата 0 м Широта, °с.ш.
69 71 72 73 74 75 76 77
время, тыс. Л.Н. тренд, °С/т.л. Температура, °C
80 -0,8 -11 -13,1 -14,2 -15,3 -16,4 -17,5 -18.6 -19,7
70 0,267 -21 -23,1 -24,2 -25,3 -26,4 -27,5 -28,6 -29,7
40* -0,008 -1,48 -1,48 -1,48 -1,48 -1,48 -1,48 -1,48 -1,48
30* 0,036 -1,4 -1,4 -1,4 -1,4 -1,4 -1,4 -1,4 -1,4
25 -1 -11 -12,1 -13,2 -14,3 -15,4 -16,5 -17,6 -18,7
19 0,545 -17 -18,1 -19,2 -20,3 -21,4 -22,5 -23,6 -24,7
8* 0,025 -1,53 -1,53 -1,53 -1,53 -1,53 -1,53 -1,53 -1,53
7* -0,043 -1,5 -1,5 -1,5 -1,5 -1,5 -1,5 -1,5 -1,5
5,5 -0,167 -10,5 -11,6 -12,7 -13,8 -14,9 -16 -17,1 -18,2
3* 70,043 -1,67 -1,67 -1,67 -1,67 -1,67 -1,67 -1,67 -1,67
2 1 -11,5 -12,6 -13,7 -14,8 -15,9 -17 -18,1 -19,2
0 -11 -12,1 -13,2 -14,3 -15,4 -16,5 -17,6 -18,6
Примечание. * - этапы трансгрессий.
учитывалась также широтная зональность, т.е. понижение температуры воздуха при уда-
лении от современного побережья на север (в настоящее время для района Новосибирских
островов оно составляет величину порядка 1°С на 100 км). Предполагается, что тем-
пература придонных вод в каргинскую и голоценовую трансгрессии варьировала в пределах
ее современных значений на основной площади шельфа (от -1,8 до -1,2°С). Результаты
моделирования приводятся по трем геоморфологическим зонам дна Восточно-Сибирского
моря: прибрежной (глубины 0-20 м), основной шельфовой (глубины 20-40 м) и внешней
шельфовой (глубины 40-55 м).
В прибрежной зоне в зырянскую регрессию сформировалась мерзлая толща мощностью
от 400 до 650 м (в зависимости от величины внутриземного теплового потока и широты
местности). Затопление территории водами каргинского бассейна обусловило деградацию
мерзлоты за счет влияния теплообмена с придонными водами сверху (5-10 м) и внутри-
земного теплового потока снизу (50-150 м). В процессе деградации мерзлых толщ сформи-
ровались горизонты охлажденных пород (отложения с солеными поровыми водами, имею-
51
щие отрицательную температуру, но не содержащие льда) мощностью от 5-10 м сверху до
80 м снизу. Осушение прибрежной зоны в сартанскую регрессию обусловило переход в
мерзлое состояние этих горизонтов, температура мерзлого массива понизилась и его
мощность в конце этапа приблизилась к значениям в зырянскую регрессию.
Затопление прибрежной зоны в начале голоцена повысило температуру мерзлых пород,
их мощность сократилась. В настоящее время, по нашим расчетам, мощность субмаринной
мерзлоты здесь составляет 350-600 м близ берега, уменьшаясь до 250-450 м на глубине 20 м.
Она имеет здесь сплошное распространение, за исключением таликовых зон близ устьевых
частей рек.
В центральной зоне шельфа в зырянскую регрессию сформировалась толща мерзлых
пород мощностью 400-550 м. В каргинскую трансгрессию произошла ее деградация на 60-
180 м, а в сартанскую регрессию мощность вновь возросла до прежних значений. С
последующей голоценовой трансгрессией связано повышение температуры мерзлых пород
и к настоящему моменту их расчетная мощность колеблется от 200 до 350 м. Распро-
странение скорее всего сплошное, но прерываемое вытянутыми таликовыми зонами вдоль
днищ древних затопленных долин и тектонических деструкций.
Внешняя зона шельфа находилась в осушенном состоянии в зырянскую регрессию, как и
в последующую, наименее продолжительную по времени, однако вследствие низкой средне-
годовой температуры воздуха (-25°С) здесь сформировались в это время субаэральные
мерзлые толщи мощностью до 490 м. При затоплении водами моря в каргинскую транс-
грессию они частично деградировали (на 120-230 м), а в сартанскую регрессию их мощность
возросла (на 50-90 м), а затем вновь уменьшилась под воздействием палеобассейнов конца
плейстоцена и голоцена. Расчетная мощность современной субмаринной мерзлоты
колеблется от 200-240 до 100-130 м при значениях внутриземного теплопотока от 30-40 до
60-80 мВт/м2 соответственно: распространение ее, скорее всего, островное, велика роль
охлажденных пород (примерно 1/3 - 1/4 часть).
Выводы
В восточносибирском секторе арктического шельфа Евразии развиты в настоящее время
субаквальные мерзлые толщи, расчетная мощность которых составляет: 100-240 м во
внешней (наиболее глубоководной), 200-350 м в центральной (основной по площади) и от
250-350 до 450-600 м в прибрежной (наиболее мелководной) зонах. Наряду с мерзлыми,
большое распространение имеют охлажденные породы.
Значения мощности и характер распространения субаквальных мерзлых толщ обуслов-
лены геолого-тектоническим фактором, определяющим теплофизические свойства пород и
значения внутриземного теплового потока, а также геоморфологическим строением
шельфа и историей его развития в позднем плейстоцене и голоцене. Особое значение при
этом имеет выявление этапов трансгрессивного и регрессивного развития шельфа и
времени нахождения в осушенном и затопленном состояниях различных его частей.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Моря Советской
Арктики. Л.: Недра, 1984. Т. 9. 280 с.
2. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история
как основа прогноза развития. М.: Геос, 1998. 187 с.
3. Балобаев В.Т. Геотермия мерзлой зоны литосферы Севера Азии. Новосибирск: Наука, 1991. 193 с.
4. Holmes M.L., Creager J.S. Holocene History of the Laptev Sea Continental Shelf // Marine geology and
oceanography the Arctic Seas. Berlin: 1974. P. 210-229.
5. Фартышев А.И. Особенности прибрежно-шельфовой криолитозоны моря Лаптевых. Новосибирск:
Наука, 1993. 135 с.
6. Попов А.И., Розенбаум Г.Э., Тумелъ Н.В. Криолитология. М.: Изд-во МГУ, 299 с.
7. Данилов И.Д., Жигарев Л.А. Некоторые аспекты морской криологии арктической литорально-
шельфовой зоны // Географические проблемы изучения Севера. М.: Изд-во МГУ, 1977. С. 115-135.
8. Данилов И.Д., Комаров И.А., Власенко А.Ю. Динамика криолитосферы в зоне взаимодействия шельф-
континент в последние 25 000 лет (на примере Восточно-Сибирского моря) // Криосфера Земли. 1997.
Т. 1. № 3. С. 3-8.
9. Жигарев Л.А. Океаническая криолитозона. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.
52
10. Неизвестное Я.В., Соловьев В.А. Океанический и шельфовый регионы. Геокриология СССР. Восточная
Сибирь и Дальний Восток. М.: Недра, 1989. С. 176-184.
11. Taylor А.Е.. Dallimore S.R.. Judge A.S. Late Quaternary history of the Mackenzie-Beafort region, Arctic Canada,
from modelling of permafrost temperatures. 2. The Mackenzie Delta-Tuktoyktuk Coastlands. National Research
Concil Canada. 1996. Vol. 33. № 1. P. 62-71.
12. Данилов ИД. Развитие континентальной окраины северной Евразии в позднем кайнозое. // Геология и
геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 48-57.
13. Марков К.К., Величко А.А. Четвертичный период. Материки и океаны. М.: Недра, 1967. Т. III. 440 с.
14. Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских
берегов. М.: Ин-т водных проблем РАН, 1996, 268 с.
15. Данилов И.Д. Арктический шельф в последнюю криогенную эпоху позднего плейстоцена. // М-лы
первой конф, геокриологов России. М.: Изд-во МГУ, 1996. Кн. 1. С. 24-33.
16. Dansgaard W., Johnsen S.J., Clausen И.В. et al. Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr
ice-core record. Nature. 1993. Vol. 364. P. 218-220.
17. Bradley R.S. Quaternary paleoclimatology. Methods of paleoclimatic reconstruction. Boston, London, Sydney:
1985. 303 p.
18. Василъчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов. М.: Наука и НПК Экоцентр, 1992.
Т. 1. 420 с. Т. 2. 264 с.
19. Коняхин М.А., Михалев Д.В., Соломатин В.И. Изотопно-кислородный состав подземных льдов. М.:
Изд-во МГУ, 1996. 156 с.
Геологический факультет МГУ, Поступила в редакцию
НПП "Эколого-аналитический центр" 21.03.99
GEOMORPHOLOGIC AND GEOCRYOLOGIC FEATURES OF THE EAST-SIBERIAN
SECTOR OF THE ARCTIC SHELF AND ITS DEVELOPMENT
IN THE LATE PLEISTOCENE-HOLOCENE
| I.D. Danilov], A Ju. VLASENKO, V Ju. BIRYUKOV
Sum m a г у
Analysis of the geology-geomorphologic data allowed us to create a model of coasal-shelf cryolithosphere evolution
in the Eastern Arctic Shelf of Eurasia (the Eastern Siberian Sea as an example) during the last 80 000 years. This epoch
includes two large cryochrons corresponding to the Zyryan and Sartan regressions, and two thermochrons corresponding
to the Karga and Holocene transgressions.
УДК 551.4.435.8:07(574.2)
© 2001 г. Ю.Е. КУСТОВ
ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ РУДОНОСНОГО КАРСТА
(на примере Западно-Тургайского бокситорудного района)
Среди бокситовых месторождений мира карстовые составляют 14% (от общей массы
руды), уступая только латеритным накоплениям [1]. Классический район развития карсто-
вых месторождений - Западно-Тургайский. Бокситоносная толща позднемелового возраста
(Kist-cp) выполняет многочисленные и разнообразные по морфологии и генезису карстовые
депрессии, причем часть из них является рудоносной, а другие - безрудными или практи-
чески безрудными. Распознавание рудоносного карста на стадии прогнозирования - это
актуальная научно-прикладная задача. Один из путей ее решения предлагается в настоящей
работе.
53
Район приурочен к западному борту Тургайского прогиба - эпигерцинской платформен-
ной структуре, возникшей на границе разновозрастных структур Урала и Казахстана в ме-
зозойское время. В строении Тургайского прогиба можно выделить два крупных структур-
ных подразделения: дорудное основание, включающее в себя наряду с палеозойским фунда-
ментом структуры нижних этажей платформенного чехла, и позднемезозойско-кайнозой-
ский чехол, в основании которого залегают бокситорудные отложения. Поверхность доруд-
ного основания представляет собой моноклиналь, полого снижающуюся к востоку. В запад-
ных (предуральских) зонах моноклинали в бокситорудную эпоху формировался преиму-
щественно эрозионно-денудационный рельеф высоких расчлененных плато; в восточных
(в Центральном Тургае) - аккумулятивно-эрозионный рельеф низменных холмистых
равнин. На западе в каньонообразных эрозионных формах и глубоких карстовых воронках
и колодцах накапливались позднемеловые пестроцветные и красноцветные, преимущест-
венно грубообломочные бокситоносные отложения. На востоке с пологими и широкими
карстово-эрозионными депрессиями и карстово-денудационными котловинами и польями
связаны пестроцветные и сероцветные континентальные осадки бокситоносного комплекса.
В западной части накопился сравнительно маломощный чехол перекрывающих кайно-
зойских отложений (первые десятки метров), в восточной бокситорудный рельф перекрыт
толщей терригенных отложений позднего мела, палеогена и неогена мощностью 100-200 м.
В центральной же части сконцентрированы крупные, сложно построенные гетерогенные
депрессии, содержащие основные запасы бокситов. Месторождения Западно-Тургайского
рудного района полихронные (сложены сеноман-туронскими и сантон-кампанскими бокси-
тоносными отложениями).
Площади развития бокситоносного карста разбурены в процессе геолого-разведочных
работ; многие депрессии вскрыты карьерами при добыче руды. Материалы, полученные
при изучении бурового керна и документации горных выработок, послужили основой для
проведенного анализа.
Бокситоносные отложения залегают в эрозионно-карстовых депрессиях, развитых на
известняках валериановской свиты (C]Z_V), которые выходят на поверхность фундамента в
виде субмеридиональной полосы шириной в несколько километров среди поля эффузивных
пород (Ci у_п). Депрессии, выработанные на карбонатных породах, составляют, как правило,
обширный полиморфный комплекс. Здесь развивались узкие и глубокие трубообразные
колодцы, конические и чашеобразные воронки и линейные депрессии типа замкнутых
карстовых долин. Сливаясь, они образовывали крупные карстовые котловины, имеющие в
поперечнике сотни метров. Многие морфологические особенности рудовмещавших карсто-
вых депрессий определяются спецификой сформировавших их процессов. На этой основе
Г.А. Максимовичем [2] выделены следующие типы карстовых форм: коррозионно-проваль-
ные, коррозионно-просадочные, коррозионно-суффозионные и коррозионно-эрозионные.
В Западно-Тургайском районе коррозионно-провальные формы имеют облик узких
глубоких колодцев с вертикальными или субвертикальными стенками (рис. 1), обычно
гладкими, с мелкими "зализанными” неровностями и грубой вертикальной штриховкой. На
глубину нескольких сантиметров от поверхности известняк шелушится. По поверхности
карбонатного массива развита карбонатная "мука” - голубовато-серая глинисто-карбонат-
ная сыпучая порода - типичный продукт карстового метасоматоза [3]. Поверхность ее "при-
терта”, имеет следы скольжения. К ней обычно прислонена вертикально стоящая толща
темно-коричневых глин, сильно трещиноватых, с многочисленными зеркалами скольжения.
Вблизи бортов просадочных и особенно провальных форм в карбонатном массиве раз-
вивается комплекс подземных форм (каналов, пещер, ниш, каверн и т.д.), зафиксированных
в процессе буровых и горных работ. Система подземных полостей, обрамляющих колодцы,
является важным фактором развития последних; именно за их счет осуществляются про-
валы, просадки, идет суффозия. Основная циркуляция карстовых вод происходила обычно в
массиве известняков, а не собственно в воронках. Это подтверждается тем, что максимум
просадок перекрывающих пород приходится на бортовые участки последних. Провальные
воронки обычно выполнены мощной толщей пестроцветных каолинитовых глин, вмещаю-
щих многочисленные (до 5-6 и более) бокситовых тел линзообразной и гнездообразной
формы. Бокситы преимущественно глинистые, сравнительно низкого качества; лишь в
верхних частях разреза встречаются более качественные - каменистые разности руд.
В низах воронки могут встречаться пестроцветные монтмориллонит-каолинитовые глины
(так называемые подрудные), но их присутствие в депрессиях рассматриваемого типа
необязательно.
54
Рис. 1. Основные морфогенетические типы карстовых бокситоконтролирующих депрессий в Западно-
Тургайском рудном районе
Карстовые формы: I - коррозионно-провальные, II - коррозионно-просадочные, III - коррозионно-суффозион-
ные, IV - коррозионно-эрозионные, V - коррозионно-обвальные; 1 - песчано-глинистые палеоген-четвертич-
ные отложения, 2 - бокситы, 3 - пестроцветные каолинитовые и гиббсит-каолинитовые глины,
4 - известняки, 5 - подземные карстовые полости, 6 - зеркала скольжения
Коррозионно-просадочные воронки имеют близкую к конической или чашеобразную
форму. Борта воронок довольно крутые в верхней части (60-70°) и выполаживаются внизу.
Морфология воронки и заполняющих ее толщ осадков указывает на постепенное проседа-
ние покровных отложений по мере углубления депрессии, т.е. карст развивался по типу
покрытого (выщелачивание происходило под толщей покровных образований). Выполняю-
щие их осадки (бокситы, лигниты, пестроцветные каолинитовые глины) в разрезе имеют
линзовидную форму. Накопление осадков в процессе проседания дна воронки приводило к
резкому росту их мощности в центральной части депрессии.
Коррозионно-суффозионные депрессии ("воронки просасывания") образуются при рас-
творении карбонатных пород и активном подземном выносе (вымывании) водой рыхлого
(преимущественно песчанистого материала) через многочисленные поноры и щели, раз-
витые в бортах и донных частях. Такие воронки имеют ярко выраженное асимметричное
строение в разрезе. Поноры и щели заполнены, как правило, песчано-обломочным мате-
риалом с примесью бурых глин. Рудные тела бокситов имеют форму асимметричных линз и
лент, нижний край которых как бы затянут в направлении понора. Эти признаки указывают
на то, что и в этом случае карст развивался как покрытый, т.е. под толщей рыхлых осадков.
Возможно, при благоприятном гидрогеологическом режиме он продолжал развиваться и
позже, в другие эпохи.
Коррозионно-эрозионные депрессии связаны с эрозионной деятельностью водотоков.
Они приурочены к долинам рек или временных водотоков, протекающих по карстующимся
породам. В плане имеют вытянутую форму, а профиль поперечного сечения - корыто- и
{/-образный. Заполняющие их отложения полигенетичны: наряду с типичными карстовыми
продуктами (инфлювиальными) - карстовая брекчия, карбонатная мука и др. - присут-
55
ствуют делювиально-карстовые (пестроцветные глины, бокситы) и аллювиальные (пески,
галечники и др.).
В районе существуют, кроме того, крупные депрессии, которые условно могут быть
названы коррозионно-обвальными. Сформировались они в лежачем крыле горизонта
карбонатных пород. Здесь, под "козырьком" выветривавшихся андезитовых порфиритов,
вдоль литологического контакта развивались подземные полости - пещеры, галереи. По
мере их роста глинизированные порфириты кровли обрушивались. В дислоцированных
породах процессы химического выветривания идут значительно быстрее, чем в целике; в
приповерхностной зоне периодически возникали оползневые явления. Обрушение могло
быть многоактным при формировании нескольких ярусов подземных полостей. Сформи-
ровавшиеся в этих условиях широкие, часто плоскодонные котловины заполнены выветре-
лыми до глин породами и продуктами их ближайшего переотложения - коллювиально-
делювиальными и деляпсивными. Для этих толщ характерно широкое развитие зеркал
скольжения, разделяющих слабо смещенные друг относительно друга блоки глин. Эти
карстовые формы также развиваются по типу покрытого карста, но выщелачивание идет не
под чехлом синхронно формирующихся осадков, а под покровом (иногда довольно мощным)
структурных кор выветривания, которые обычно представлены пестроцветными глинами
преимущественно каолинитового состава. Присутствие бокситов для этих форм не харак-
терно. Изредка встречаются некрупные пластообразные или уплощенные линзообразные
тела бокситов в кровле заполняющих эти депрессии отложений.
Депрессии перечисленных типов редко встречаются в изолированном виде, обычно они
консолидированы в крупные карстовые котловины (от 100 до 250 м в поперечнике) со
сложным извилистым контуром, с округло-вогнутыми днищами. Глубина котловин изме-
няется от 30 до 80 м. Борта их часто осложнены узкими (10-20 м) и короткими (30-100 м)
карстовыми логами, обычно приуроченными к крупным трещинам. Котловины разделены
гребневидными извилистыми перемычками и выполнены толщей пестроцветных боксито-
носных отложений гетит-гиббсит-каолинитового состава; в основании залегают желтова-
тые, буроватые, розовые каолинитовые глины (иногда монтмориллонит-каолинитовые) -
так называемая подрудная толща, а в верхней части - бокситы и, в отдельных случаях,
черные каолинитовые глины с растительным детритом (лигнитовые глины). В пределах
воронок и колодцев, осложняющих днище котловин, обычно встречаются два и более яруса
рудных тел. Для котловины в целом характерно наличие одного, как правило крупного,
пластообразного тела бокситов, изометричного в плане, приуроченного к кровле пестро-
цветных осадков и изредка перекрываемого лигнитовыми глинами.
Наиболее широкими (и наименее глубокими) карстовыми формами в районе являются
польеобразные депрессии, иногда сливающиеся в обширные краевые или внутренние кар-
стовые равнины, нередко разделенные весьма крупными денудационно-карстовыми остан-
цами и почти всегда довольно ясно проявленные в погребенном палеорельефе рудных райо-
нов. Контур этих равнинных участков извилистый, по периферии они осложнены лого-
образными депрессиями, некоторые из них открыты с одной или нескольких сторон. Размер
их меняется от 0,5 до 6-8 км в поперечнике. Перекрыты они, как правило, маломощным (2-
8 м) чехлом пестроцветных, преимущественно каолинитовых, глин бокситоносного комп-
лекса. В верхней части разреза этих отложений развиты обычно горизонтально залегающие
тонкослоистые белые глины, насыщенные растительными остатками, с трещинами
усыхания и следами корней растений в кровле слоя. В них врезаны мелкие (глубиной до 2 м
и шириной до 15 м) ложбины, выполненные светло-серыми слабопесчанистыми глинами,
насыщенными галькой и мелкими валунами бокситов. Обломочный материал хорошо
сортирован по форме и размеру, слоистость отчетливая, иногда косая. Это аллювий
небольших потоков с блуждающими по равнине руслами. Наличие лигнитовых глин в
верхней части разреза этих отложений указывает на смену русловых условий застойными.
Перечисленные формы составляют сложно построенный комплекс, отдельные элементы
которого тесно связаны между собой, хотя имеют различную морфологию и, отчасти,
генезис. На первый взгляд, история их формирования укладывается в моноциклическую
схему развития карстовой рудоносной системы: с поднятием связано возникновение узких и
глубоких провальных и просадочных форм, а с прогибанием - широких и мелких корро-
зионно-эрозионных и коррозионно-денудационных котловин, польев, карстовых равнин. Но
анализ спорово-пыльцевых комплексов, выделенных из бокситоносных отложений, указы-
вает на более сложный характер карстоформирования [4]. В районе зафиксированы бокси-
тоносные осадки двух свит: козыревской и краснооктябрьской (K2St_cp) [5]. В ряде
воронок пробы, взятые с разной глубины, содержат одновозрастные палинокомплексы, что
56
Рис. 2. Схема развития карстового бокситорудного комплекса в Западно-Тургайском бокситорудном районе
Породы субстрата: 1 - карбонатные, 2 - эффузивные; 3 - коры выветривания; 4 - бокситоносные породы
свидетельствует о медленном, длительном, однонаправленном развитии карстовой депрес-
сии. В других случаях различные толщи внутри единой депрессии содержат разновозраст-
ные осадки, что указывает на многоэтапный (полицикличный) характер формирования этих
депрессий. Иногда разновозрастные осадки в разных формах залегают на едином ги-
псометрическом уровне, т.е. карстовый процесс в определенный момент в отдельных
местах мог практически замирать, тогда как на соседних участках происходило активное
карстование. Рассмотренные примеры показывают, что формирование карстовой системы -
это геологически длительный процесс, протекающий обычно на протяжении нескольких
тектоно-денудационных циклов, то затухая, то возобновляясь в различных геолого-
структурных, геоморфологических и ландшафтных обстановках. Изучение истории разви-
тия бокситоносного карста в Западно-Тургайском рудном районе позволило выделить
несколько стадий его формирования (рис. 2).
С подъемом территории и относительным опусканием уровня грунтовых вод связано
формирование контрастного рельефа (поздний альб-ранний сеноман). На карбонатных
породах развиваются куполовидные возвышенности, разделенные вогнутыми седловинами.
В пониженных участках, между седловинами - крупные конусообразные просадочные во-
57
Рис. 3. Палеогеоморфологическая схема Таунсорс-
кого рудного поля (Западно-Тургайский рудный
район)
/ - пониженные участки палеорельефа; рудовме-
щающие карстовые формы: 2 - воронки, 3 -
котловины, 4 -лога и суходолы, 5-эрозионно-
карстовые депрессии, 6 - область одноактного
карстования, 7 - область многоактного карс-
тования
ронки. Кроме того, возникают провальные формы - пропасти, колодцы, воронки - в участ-
ках интенсивной трещиноватости и активного развития нескольких ярусов пещер.
Следующая стадия (поздний сеноман-ранний турон) связана с прогибанием территории
и выравниванием рельефа. Уровень грунтовых вод приближается к дневной поверхности.
Выполаживается рельеф, развитый на алюмосиликатном субстрате, продолжается интен-
сивное выветривание пород на низких водоразделах; подножья холмов, ложбины и пони-
жения рельефа заполняются глинистым солифлюксием. На известняковом субстрате в
понижениях формируются обширные польеобразные депрессии, днища которых выполнены
плащом автохтонных и аллохтонных глинистых продуктов. Под плащом суглинков и глин
продолжают развиваться формы покрытого карста - широкие изометричные воронки,
линейные депрессии типа слепых долин и карстовые котловины. Основной механизм их
формирования - коррозионно-просадочный.
Выравнивание рельефа прерывается новой фазой подъема (поздний турон-коньяк), с ко-
торой связаны активизация вертикального расчленения рельефа и углубление эрозионных
форм. На карстующихся породах в расширившейся зоне нисходящей циркуляции интенсивно
развиваются подземные формы - поноры, каналы, а на уровне грунтовых вод и на участках
литологических контактов формируются галереи, пещеры и т.д. В связи с этим углубляются
просадочные и главным образом провальные формы, на их бортах вдоль зон
трещиноватости закладываются карстовые овраги. Территория как бы снова переживает
стадию, уже фигурировавшую в ее развитии, но это не является механическим повторением.
Происходит количественное наращивание и усложнение депрессионных форм карстового
рельефа.
Площади и участки этих депрессий становятся базой для формирования обширных
карстовых равнин (краевых и внутренних), развивавшихся при последующем прогибании
территории и дальнейшей планации рельефа (сантон-кампан). Количество и размеры остан-
цовых форм продолжают уменьшаться; отрицательные коррозионные формы охватывают
все более широкую площадь, сливаясь между собой и образуя обширные сложно построен-
ные котловины, которые развиваются под покровом проседающих осадков. В верхней их
58
части формируются тела бокситов, а в самых верхах разреза - ресилификационных каоли-
нов и осадочных каолинитовых глин. Рудные тела, образующиеся в обширных пологих
депрессиях, имеют пластообразную форму с несколько увеличенной мощностью над участ-
ками активных просадок.
Приведенный материал показывает, что рассмотренные карстовые депрессии (просадоч-
ные, провальные, обвальные), заполненные пестроцветными породами бокситорудного
комплекса, формировались в условиях покрытого карста. Эти депрессии (внешние под-
земные формы) не отразились адекватно в синхронном их образованию рельефе, и генети-
ческий тип формирующихся в этих условиях отложений не связан напрямую с типом
депрессии. Просадочные формы могут вмещать как склоновые (коллювиальные, деллю-
виальные), так и болотные или аллювиальные отложения.
Рудные тела бокситов, располагающиеся на разных глубинах и имеющие различную
морфологию (гнездообразную, линзообразную и т.д.)-все это результат провальных и про-
садочных явлений, многостадийных и достаточно изолированно развивающихся в различ-
ных, иногда даже смежных депрессиях. Вместе с тем самые верхние рудные тела на
Белинском и Аятском месторождениях имеют обычно форму, близкую к пластообразной.
Руда залегает как над воронками и котловинами, так и над разделяющими их перемычками.
Бокситы не связаны с каким-либо единственным, конкретным типом отложений, они
являются полифациальными образованиями. Формирование их контролируется определен-
ной ландшафтной обстановкой: это достаточно выровненный рельеф с континентальным
осадконакоплением, причем осадки формируются преимущественно в субаэральных усло-
виях (возможно, при периодическом увлажнении). Эта автохтонно-аллохтонная полифа-
циальная толща являлась субстратом для формирования бокситов.
Основное формирование бокситов, очевидно, связано с завершением эпох относитель-
ного прогибания и протекало в обстановке выровненного рельефа и начинающегося возды-
мания территории, приведшего к активизации донной эрозии, коррозии и других форм
линейной деструкции. Увеличение вертикальной расчлененности рельефа и повышение
количества кислорода в грунтовых водах стимулировали процессы латеритного выветри-
вания, приведшего к формированию бокситов. В дальнейшем тела бокситов могли быть
перемещены в процессе просадок и провалов, а вещество их перераспределялось в рудо-
носной толще с образованием вторичных (диагенетических и эпигенетических) образо-
ваний: формировались стяжения, конкреции, целые пласты и гнезда новообразованных
бокситов, но принципиального значения в формировании рудного потенциала эти процессы
не имели.
Многоэтапность формирования рельефа привела к морфологическому и генетическому
усложнению системы, одним из проявлений которого является высокая бокситоносность
образованного карстового комплекса - максимально рудоносны карстовые котловины,
формировавшиеся на протяжении двух или более этапов карстования.
Участки и площади, где образование карстового рельефа шло на протяжении лишь
одного тектоно-денудационного цикла, не имеют такого морфологического разнообразия,
и перспективы их ниже. В неоднократно карстовавшихся палеогеоморфологических зонах
продуктивность в целом более высокая, но меняется от участка к участку. Наиболее
перспективны зоны поднятий, где амплитуда тектонических движений была максимальной
и соответственно бокситоконтролирующий рельеф был наиболее контрастным и глубоко
проработанным. На макете палеогеоморфологической карты Таунсорского рудного поля
(южная часть Западно-Тургайского района) (рис. 3) видно, что в западной части,
пережившей один этап карстования, сформировались мелкие карстовые воронки
(изолированные или сгруппированные в цепочки), рудопродуктивность этой области
невелика. На востоке, где развиты в основном длительно формировавшиеся котловины,
значения рудопродуктивности в 6-7 раз выше [6].
Таким образом, разработанная модель может служить основой для районирования
территории по степени ее закарстованности и рудоносности.
59
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. БардошшиД. Карстовые бокситы. М.: Мир, 1981. 454 с.
2. Максимович Г.А. Основы карстоведения. Пермь: Пермское кн. изд-во, 1963. Т. 1. 444 с.
3. Цыкин Р.А. Отложения и полезные ископаемые карста. Новосибирск: Наука, 1985. 166 с.
4. Левина А.П., Лейпциг А.В., Пономаренко З.К. Континентальные сантонские и кампанские боксито-
носные отложения на западном склоне Тургайского прогиба // Докл. СССР. 1983. Т. 269. № 6. С. 1436-
1440.
5. Левина АЛ., Лейпциг А.В., Пономаренко З.К. Континентальные бокситоносные и прибрежно-морские
меловые отложения западного склона Тургайского прогиба // Прогнозирование месторождений бокситов.
М.: ВИМС, 1984. С. 138-150.
6. Лейпциг А.В., Кустов Ю.Е. Методика выделения и детальной прогнозной оценки бокситоперспективных
площадей (на примере Таунсорского рудного поля) // Крупномасштабное и локальное прогнозирование
месторождений алюминиевого сырья. М.: ВИМС, 1986. С. 95-106.
ВИМС, Москва Поступила в редакцию
20.10.97
THE DEVELOPMENT HISTORY OF ORE-BEARING KARST IN THE WEST-TURGAI
BAUXITEFERUOS REGION
Ju. E. KUSTOV
Sum m а г у
Classical karst bauxiteferuos region in the Western Turgai is under consideration. Upper Cretaceous bauxiteferuos
rocks fill numerous karst depressions of different morphology: wells, sink holes (cones), caldrons - corrosion-collapse,
corrosion-suffusion, corrosion-erosion. The development of these landforms has gone through several stages.
Depressions, which were formed during two or more tectonic-denudation cycles, are most rich of ore. Those, which
underwent only one cycle, are more uniform and their ore reserves are lower.
УДК 551.437(571.15)
© 2001 г. Б.Н. ЛУЗГИН
ВОДОРАЗДЕЛЬНЫЕ ПРОСТРАНСТВА ПРЕДАЛТАЙСКОЙ РАВНИНЫ
Геоморфологический анализ линейных элементов рельефа наиболее хорошо разработан
в отношении эрозионных форм, обусловленных деятельностью постоянных или временных
потоков. Разноранговая иерархия речной системы обнаруживает удивительно четкую за-
висимость частных базисных уровней притоков от общего базиса главной реки бассейна.
Другим линейным элементам - водоразделам - уделено значительно меньше внимания.
Предалтайская равнина представляет собой геоморфологический объект, где соче-
таются разноранговые водораздельные пространства: от невысоких хребтов до различных
по морфологии увалов и водораздельных местностей плакорного типа. Орография их опре-
деляется принадлежностью к переходной зоне от равнины, структурно отвечающей окраине
Западно-Сибирской плиты, к горным сооружениям Алтая на юге и Салаирского кряжа на
востоке [1]. В пределах Алтая с востока на запад наблюдается постепенная смена ориенти-
ровки составляющих его хребтов с северо-западной (’’алтайской") на субширотную, типич-
ную для его южных районов. Фас Алтая - это широтный геоморфологический уступ,
отвечающий системе глубинных разломов, отделяющих современные горы от равнины.
Салаирский кряж ориентирован в СЗ направлении и сочленен с равниной по системе в
целом согласных с ним разломов [2]. На большей части равнины доминируют диагональные
северо-восточные "ложбины древнего стока".
60
Рис. 1. Морфоструктурные районы Предалтайской равнины и пограничных горных сооружений
I - Кулундинская низменность, II - Приобское плато, III - долина Оби, IV - Обь-Чумышское плато,
V - предгорья Салаира, VI - Салаирский кряж, VII - предгорья Алтая, VIII - Алтай
В пределах равнинной части региона выделяются следующие геоморфологические
структуры (рис. 1): на северо-западе - Кулундинская низменность, на левобережье Оби -
Приобское плато, на правобережье - Обь-Чумышская возвышенность и Предсалаирское
предгорье; на границе с Алтаем - его предгорье. Территорию между Обь-Чумышским и
Приобским плато, включающую собственно долину р. Обь и прилегающие к ней склоны,
мы условно называем ’’долина Оби”.
Несмотря на большое разнообразие ориентировок горных хребтов Русского Алтая, здесь
можно обозначить два главенствующих направления. На юге - это серия субширотных
высокогорных гряд, сменяемая к западу Катунским и Коксуйско-Тигирекским хребтами.
Дальнейшим их продолжением является низкогорный Колыванский хребет, кулисообразно
сменяемый на Приобском степном плато субширотным же Балапанским ’’увалом" (рис. 2).
Вторая серия горных хребтов имеет отчетливую СЗ (собственно "алтайскую”) ориенти-
ровку. Южную границу этой зоны можно провести по направлению, трассируемому реками
Чуей и Чарышом, что примерно отвечает границе геологических структур, отчленяющих
Чарышский синклинорий северо-западного Алтая, Теректинский выступ и Холзунско-
Чуйский массив от всей системы структур Ануйско-Чуйского синклинораия. Это раскрытый
на СЗ веер с расположенным в основании Курайским хребтом и раструбом, образованным
Бащелакским хребтом на западе и хр. Иолго и Сумультинским на востоке. На севере эта
серия горных хребтов ограничена широтным фасом Алтая. На простирании этой серии
хребтов в направлении Предалтайской равнины находится обширная Обская долина. И
лишь как структурное продолжение стволовой структуры Бащелакского хребта выделяется
слабо выраженная в рельефе водораздельная местность плакорного типа, расположенная
между водотоками Кулундинского внутреннего бассейна и короткими левыми притоками
самой Оби. Она и является одной из основных морфоструктур Предалтайской равнины,
анализируемых в данной статье.
Возможным продолжением линии Сумультинского хребта в восточной части алтайского
раструба является пологое водораздельное пространство Обь-Чумышской возвышенности
(плато). Последняя представляет собой вытянутую на 200 км в СЗ направлении широкую
(около 100 км) холмисто-увалистую равнину абс. высотой от 200 до 400 м. Линия водо-
раздела между Обью и средним течением Чумыша, отчетливо выраженная на СЗ, в средин-
ной части "размыта" за счет более глубокого вреза пятящейся эрозии крупных левых
притоков р. Чумыша - Тарабы и Харабы, а еще юго-восточнее вновь относительно хорошо
выражена. Эта положительная морфоструктура ориентирована в с оответствии с общей
61
10 км
И' ^2 EZh £35 ^6
EZ3 ю ЕЕ] a DO /2 БЕЗ 13 ЕШ
конфигурацией Салаирского кряжа и композиционно подчеркивает главенствующую роль
здесь горных структур "алтайского” направления.
Приобское плато, переходящее на западе в Кулундинскую низменность, представляет
собой пологую возвышенную равнину абс. высотой 200-300 м. Ее важнейшей особенностью
являются ориентированные в СВ направлении параллельные крупные увалы, разделенные
широкими ложбинами. Те и другие хорошо прослеживаются по простиранию на 200-300 км,
ширина увалов колеблется от 15 до 50-70 км и ложбин - 10-25 км. Относительная разница в
их уровнях достигает 100-150 м. Большинство ложбин представляют собой древние речные
долины, некогда несшие воды на юго-запад по направлению к Иртышу.
Весьма примечательна контролирующая роль большинства этих ложбин по отношению к
развитым здесь ленточным сосновым борам (рис. 3), которые на значительном протяжении
пространственно приурочены к этим ложбинам. Данный факт позволяет реконструировать
положение древних ложбин даже на тех участках, где они утратили свою былую мор-
фологическую выраженность. Хорошим опознавательным признаком указанных палеодо-
лин служат и уже давно вырубленные ленточные боры [3]. Если в настоящее время
сосновыми полосами фиксируются только верховья рек Бурлы (Алеусская лента) и Ку-
лунды, то по Касмале и Барнаулке они прослеживаются на всем протяжении древних долин,
а реставрированные местоположения лесов приходятся на структурное продолжение
нижнего течения р. Кулунды (Андроновская лента) и на участок вдоль р. Порозихи, с час-
тичным выходом в долину современного русла р. Чарыша (Чупинская лента).
Это обстоятельство следует особенно выделить: во-первых, современные ленточные сос-
новые боры южнее долины р. Барнаулки неизвестны, и, во-вторых, воссозданная позиция
древнего бора по р. Порозихе расширяет естественный ареал подобных лесов на ЮВ таким
образом, что в его пределы входит и долина р. Алея, на ЮЗ продолжении которой на-
ходится короткая Локтевская лента.
Развитие этих лесов определяется, прежде всего, наличием песчаных почв, бла-
гоприятных для роста сосен. Однако современные руслообразующие наносы - это пре-
имущественно песчано-илистые или илистые осадки. Поэтому следует предполагать, что
современная обстановка эрозионной активности существенно отличается от таковой преж-
них эпох.
Вдоль ложбин стока нередко располагаются более или менее сложные, иногда двух- или
даже трехрядные цепочки старичных озер. Учитывая эту пространственную связь, а также
высотные отметки расположения озер, весьма близкие к уровням днищ долин, пред-
ставляется очевидным их преимущественно старичный генезис.
Хотя эти ложбины имеют единые структурную позицию и происхождение, современный
сток в их пределах может иметь противоположную направленность. На севере практически
по всей длине ложбин Карасука и Бурлы сток идет на ЮЗ. На юге - по долинам Касмалы.
Барнаулки и Алея - сток в СВ части ложбин или на всем их протяжении (Алей) направлен,
наоборот, на СВ. Промежуточную позицию в этом отношении занимает р. Кулунда, общий
сток которой осуществляется в ЮЗ направлении, но в средней части долины имеется слож-
ный коленообразный изгиб, обусловленный антецедентной эрозией увалов, некогда раз-
делявших самостоятельные юго-восточную, срединную и северо-западную Кулундинские
ложбины. Частичное несоответствие этой тенденции наблюдается в бассейне небольшой
р. Порозихи, которая ныне является обсеквентным (встречным) притоком р. Чарыша в его
нижнем течении и имеет юго-западное направление стока.
При определенной ритмичности в расположении ложбин стока обращает на себя вни-
мание асимметричность водораздельных увалов. На СЗ более пологими являются северо-
западные склоны, более крутыми - юго-восточные. Эта тенденция прослеживается вплоть
Рис. 2. Морфология водораздельных пространств Предалтайской равнины
1 - геоморфологический уступ, отделяющий горные ландшафты от равнинных: 2 - ареалы развития степных
озер; 3 - контуры распространения ложбинных озер; 4 - осевые линии ложбин древнего стока;
5 - долина р. Оби; 6 - горные хребты; 7 - кряжи; 8 - осевые линии четко выраженных водораздельных
пространств; 9 - равнинные увалы; 10 - осевая линия водораздельной местности плакорного типа;
11 - линия, соединяющая максимальные высотные отметки вершинной поверхности равнинных увалов;
12 - антецедентные участки речных долин; 13 - участки речных долин с активной пятящейся глубинной
эрозией; 14 - названия водоразделов различного типа; 1 - Балапанский, 2 - Колыванский, 3 - Тигирекский,
4 - Коргонский, 5 - Каменско-Чарышский, 6 - Бащелакский, 7 - Теректинский. 8 - Айгулакский,
9 - Ануйский, 10 - Чергинский, 11 - Семинский, 12 - Обь-Чумышский, 13 - Иолго, 14 - Салаирский,
15 - Сумультинский
63
Рис. 3. Схема расположения ленточных боров в степях Алтайского края и Казахстана (по [3])
1 - современные ленточные боры, 2 - предполагаемое положение ленточных боров в прошлом
до сближенных долин рек Касмалы и Барнаулки, между которыми увал почти симметричен.
А вот на ЮВ, напротив, более крутыми являются склоны увалов северо-западной экс-
позиции и выположенными - юго-восточной.
Вершинные поверхности увалов имеют более высокие отметки на СВ и в общем не-
сколько повышаются с приближением к долине р. Оби. В приподнятой южной части
равнины морфология их в целом несколько усложняется за счет наличия серии высоких
увалов (Кулундинско-Касмалинского, Касмалинско-Барнаульского и Барнаульско-Ал ей-
ского) на одной близширотной линии (в районе озер Горькое Большое и Песьяное), парал-
лельно Балапанскому увалу.
Еще одна специфическая особенность пространственного рисунка системы увалов и
ложбин заключается в отчетливо выраженной их дугообразности, причем северные из них,
вплоть до Кулундинско-Касмалинского увала, характеризуются выпуклостью на ЮВ,
а южные, напротив, - на СЗ. И здесь смена направлений дуг происходит по Касмалинско-
64
Барнаульскому водораздельному увалу - своего рода плоскости относительной зеркальной
симметрии для многих морфоструктур этой равнинной территории.
Очевидно, что должны быть некие общие причины, вызвавшие подобную симмет-
ричность морфоструктур. Вероятно, они отражают соответствующие динамические напря-
жения, возникшие здесь на определенной стадии развития. Возможно, что причины их
следует искать в характере напряжений, разрядившихся в то время в глубинных структурах
региона [5], так как именно для этой территории характерна серия сближенных, ориен-
тированных в СВ направлении разломов, насыщенность которыми резко отличает ее от
смежных площадей.
Особого внимания заслуживает водораздельная поверхность плакорного типа, разде-
ляющая западный и северо-восточный сток речных вод в пределах древних ложбин и
имеющая на левобережье р. Оби СЗ простирание. Ее осевая линия примерно соответствует
касательной правосторонним коленообразным изгибам Оби в привершинной части Ново-
сибирского водохранилища и в приустьевой южной излучине р. Чарыш. Она несомненно
является единой морфологической структурой, значительно "размытой” в результате
последующих неоднократных преобразований, в частности, при неравномерной пятящейся
эрозии водотоков склонов противоположных экспозиций. И вновь следует обратить
внимание на несколько более высокие относительные отметки осевой поверхности этой
водораздельной местности, приуроченные к междуречью Касмалы и Барнаулки - этой
своеобразной плоскости симметрии.
В целом, склоновая асимметричность центральной части данной водораздельной мест-
ности (назовем ее Каменско-Чарышской), вероятно, определяется значительными, но
неравномерными понижениями местных базисов эрозии: для левосторонних притоков
Оби - уровнем непосредственно этой водной артерии, для Кулунды - понижением уровня
Кулундинского озера, для Порозихи - относительно более существенным врезом р. Чарыш.
Отсюда и частые смещения осевой линии современной водораздельной местности в ту и
другую стороны. Так, понижение базиса эрозии р. Кулунды оказалось причиной того, что
современные истоки этой реки находятся несколько восточнее бывшей осевой линии
прежнего водораздела. Напротив, непосредственное влияние интенсивной глубинной эро-
зии Оби привело к удлинению истоков рек Касмалы и Барнаулки в ЮЗ направлении. Для
речки Порозихи опосредованное понижение местного базиса эрозии согласно врезу Ча-
рыша выражено еще более отчетливо, в результате чего ее истоки вплотную подошли к
самому борту долины Оби.
Наиболее существенный отход от общей тенденции в развитии ложбинных элементов
древнего стока, наблюдаемый в бассейне р. Алей, вероятно, объясняется ранним (поздне-
четвертичным - Qnj) перехватом ею Верхнего Алея, что значительно увеличило водность
этой реки. И именно она обладает наиболее переработанной долиной древнего стока. Здесь
утрачены характерные элементы, определяющие параллельный сток: на всем СВ про-
тяжении долины хорошо выдержан интенсивный противоположный первоначальному
направлению водный поток, отсутствует такой специфичный элемент древних долин, как
ленточные боровые леса.
Возможным крайним ЮВ фрагментом долин древнего стока является нижняя часть
р. Чарыш, имеющая СВ направление современного стока и ориентированная согласно
генеральному простиранию ложбин, что подчеркивается и обсеквентностью потока
р. Порозихи. Таким образом, при движении с СЗ на ЮВ в сторону северных предгорий
Алтая, степень преобразования древних долин стока резко увеличивается.
Каменско-Чарышская водораздельная местность - устойчивый морфологический эле-
мент длительного развития. Об этом, в частности, свидетельствуют палеогеографические
построения, выполненные О.М. Адаменко [5]. Однако положение ее осевой линии не было
жестко фиксированным и в центральной части рассматриваемой структуры существенно
изменялось, особенно на широте междуречья Касмалы-Барнаулки.
Описанные взаимоотношения между морфоструктурой Каменско-Чарышской водораз-
дельной местности, ориентированной в СЗ направлении, и СВ увалами несомненно сви-
детельствуют об относительно более юном возрасте формирования древних ложбин стока в
системе "орографических волн”, пересекающих Западно-Сибирскую равнину в двух взаимно
перпендикулярных направлениях [6], причем широтно ориентированные морфоструктуры
имеют более молодой возраст.
Вместе с тем, целесообразно обратить внимание и на очевидное неоднократное под-
новление положительных структур СВ ориентировки. Доказательством этому служит
3 Геоморфология, № 1
65
устойчивое возвышенное положение самой Каменско-Чарышской водораздельной мест-
ности, ее позиция на структурном продолжении Бащелакского горного хребта и наличие
антецедентных участков долины в среднем течении р. Кулунды, где она имеет СЗ ори-
ентировку. Косвенное подтверждение этому мы находим и в том. что большинство из
современных рек этой части равнины имеют относительно спрямленные русла, тогда как
соседние водотоки активно меандрируют, что свойственно рекам, переживающим период
старости. Спрямленные русла свидетельствуют об относительной активизации эрозионной
деятельности, а это характерно для участков с тенденцией современного воздымания.
Для понимания взаимоотношений крупных морфоструктур исследуемого региона не-
маловажное значение имеет положение и морфология самой р. Оби, которая как с СВ, так
и ЮЗ ограничена крупными положительными структурами - Обь-Чумышской и Приобской
возвышенностями.
Для рассматриваемой территории характерны 2 типа сочленения равнинных и горных
областей. От Салаирского кряжа равнина отделена зоной Салаирского предгорья, тогда как
причленение равнинно-платформенной области к горам Алтая носит торцовый характер.
Алтайские горы имеют достаточно сложную конфигурацию в плане, но их северная граница
(фас Алтая) почти прямолинейна. В СЗ части очертания этого горного массива существенно
более извилисты, здесь имеются выдающиеся в сторону предгорий выступы, соответствую-
щие положению соосных крупных горных хребтов. Некоторые из них, теряя свою высотную
выразительность, достаточно далеко проникают в область предгорий, как, например,
выположенный Колыванский хребет.
В целом, северная граница горного комплекса Алтая проходит косо по отношению к
генерализованным структурным линиям (увалам и ложбинам) Приобского плато. Важ-
нейшей особенностью этой границы является наложение горных обстановок на равнинные.
"Срезание” наиболее крупных и выдержанных равнинных структур горными свидетель-
ствует об явно более молодом возрасте формирования последних. Следует подчеркнуть,
что и к северу от Алтайских гор, на равнине, можно проследить структурное продолжение
некоторых основных горных хребтов. Они могут быть слабо выражены, например, как Ка-
менско-Чарышская водораздельная местность плакорного типа. И тем не менее, эта
опосредованная связь позволяет наметить некоторые общие черты морфологии сосед-
ствующих морфоструктур гор и равнины.
Приведенный выше геоморфологический обзор основных морфоструктур Предал-
тайской равнины определенно свидетельствует о трех крупных последовательных их
морфогенерациях. Наиболее рано сформировались водораздельные пространства воз-
вышенностей (плато), характеризующиеся отчетливым и выдержанным СЗ простиранием,
согласным простиранию горных хребтов соседней орогенной области. Пример Каменско-
Чарышской водораздельной местности плакорного типа свидетельствует о переработке
подобных структур морфологически позднее проявленными ритмичными структурами
чередующихся увалов и долин СВ ориентировки. Еще более юными морфогенерациями,
активно преобразующими эту морфологическую систему, являются субширотные (до се-
веро-восточных) предгорные равнинные поднятия Алтая.
Чрезвычайно сложный и запутанный вопрос о генезисе древних ложбин стока все еще
далек от окончательного решения. Нынешнее превышение Каменско-Чарышской водораз-
дельной местности в створах древних ложбин стока над уровнем Оби составляет 60-80 м,
а по профилю Кулундинского магистрального канала всего около 10 м. Следовательно,
истоки этих прарек в прошлом могли подпитываться за счет инфильтрации обских вод, при
условии, что эрозионный врез Оби в то время был значительно менее существенным. А это
вполне вероятно, учитывая более интенсивный глубинный врез крупных рек по отношению
к менее полноводным долинам при прочих равных условиях. Но в периоды полноводий Оби
часть ее водного стока могла устремляться по этим ложбинам в сторону Иртыша, как это
зафиксировано палеореконструкциями для средне- и средне-позднеплейстоценового вре-
мени, когда на соответствующих схемах истоки рек от Пра-Кулунды до Пра-Барнаулки
оказываются предельно близки к долине р. Оби. Постепенное повышение уровня Обского
бассейна, видимо, последовательно задействовало эти параллельные ложбины, начиная с
северо-западных.
Описанный вероятный механизм спуска мощных потоков речных вод позволяет объяс-
нить бросающуюся в глаза разницу между современными мелководными речными потоками
и крупными формами соответствующих им речных долин. Естественно, что с увеличением
эрозионного вреза Оби этот механизм спуска вод в систему Иртыша постепенно ослабевал,
а затем перестал действовать.
66
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Барышников Г.Я. Развитие рельефа переходных зон горных стран в кайнозое. Томск: Изд-во ТГУ, 1992.
182 с.
2. Лузгин Б.Н., Манаева А.В. Бокситоносность правобережья Оби в пределах Бийско-Барнаульской
впадины Ц Геология и геофизика. 1990. № 8. С. 48-55.
3. Парамонов Е.Г., Менжулин И.Д., Ишутин Я.Н. Лесное хозяйство Алтая. Барнаул: ГИПП "Алтай",
1997. 372 с.
4. Русловые процессы на реках Алтайского региона / Под ред. Р.С. Чалова. М.: Изд-во МГУ, 1996. 244 с.
5. Адаменко О.М. Предалтайская впадина и проблемы формирования предгорных опусканий. Новосибирск:
Наука, 1976. 184 с.
6. Мещеряков Ю.А. Рельеф СССР. М.: Мысль, 1972. 519 с.
Алтайский государственный университет
Поступила в редакцию
14.08.98
WATERSHED AREAS OF THE FORE-ALTAI PLAIN
B.N. LUZGIN
Sum тагу
The watersheds of different range within the Fore-Altai Plain (low-mountain ridges, ouvals, flat interfluves) are
characterized. Morphogenetic sequence of their development is revealed. Kamensko-Charyshsky flat interfluve is
distinguished as an important geomorphologic element. It is partial plain watershed of Upper Ob' and Irtysh basins.
УДК 551.4.435.132(282.247.415)
© 2001 г. E.B. ТУПИКОВ
НОВЫЕ ДАННЫЕ О НАДПОЙМЕННЫХ ТЕРРАСАХ КАМЫ
В ОКРЕСТНОСТЯХ г. НАБЕРЕЖНЫЕ ЧЕЛНЫ
Началом геолого-геоморфологического изучения долины Камы в окрестностях г. На-
бережные Челны можно считать 30-е годы нашего века [1]. Причиной тому послужил про-
ект строительства каскада гидроэлектростанций на Волге и ее притоках (в том числе и на
Каме) [2]. Начавшаяся вскоре Великая Отечественная война отодвинула срок реализации
проекта и, как следствие, детальное геолого-геоморфологическое картографирование тер-
ритории продолжилось лишь с начала 50-годов. В изыскательных работах на Нижнекамс-
ком гидроузле приняли участие ряд известных советских специалистов-геологов и геомор-
фологов: Г.И. Горецкий, Н.И. Ключарев, Г.А. Золотарев, В.А. Дуглав и др. Собранный ими
материал лег в основу ряда научных статей и книг по геологии и геоморфологии Нижней
Камы, вышедших в 50-60-годах. Так, геоморфологическое описание современной и
погребенных долин Камы у г. Набережные Челны, данное Г.И. Горецким [3], до сих пор
является наиболее полной и ценной, с научной точки зрения, работой по данному району.
Однако предложенная Г.И. Горецким классификация камских террас в свете новых данных
по четвертичной геологии [4-13] и палеогеографии [10, 13] требует ряда уточнений и
дополнений.
Сложность выделения надпойменных террас Камы вызвана рядом причин. Во-первых,
невыраженностью террас в рельефе, что объясняется, с одной стороны, размывом террас
(полным или фрагментарным), а с другой - перекрытием террас мощными покровными
суглинками и эоловыми образованиями. В итоге помимо "выпадения” на рассматриваемой
территории отдельных террас мы имеем дело и с нивелированием высот поверхностей
3*
67
Рис. 1. Геоморфологическая схема окрестностей г. Набережные Челны
1 - коренное плато (эоплейстоцен - ранний неоплейстоцен); 2 - пологие делювиально-солифлюкционные
склоны (средний неоплейстоцен); 3 - делювиальные склоны с эоловым рельефом (поздний неоплейстоцен);
4 - пойма (голоцен), 5-1 надпойменная терраса (поздний неоплейстоцен - голоцен); 6 - II надпойменная
терраса (поздний неоплейстоцен); 7 - III надпойменная терраса (средний неоплейстоцен), 8 - IV надпойменная
терраса (средний неоплейстоцен), 9 - V надпойменная терраса (ранний неоплейстоцен); 10 - VI надпойменная
терраса (эоплейстоцен); 11 - крутые склоны долин; 12 - уступы террас; 13 - границы плиоценовой
переуглубленной долины р. Камы (палео-Кама); 14 - границы раннечетвертичной переуглубленной долины
р. Камы (Пра-Кама); 15 - территория г. Набережные Челны; 16 - населенные пункты; 17 -
гидротехнические сооружения; 18 - линия геолого-геоморфологического профиля
68
террас различного возраста. Во-вторых, имеются сложности в определении возраста и
генезиса речных отложений. В-третьих, для долины Камы в окрестностях г. Набережные
Челны имеется ограниченное количество данных по буровым скважинам, вскрывающим
камский террасовый комплекс, причем практически все они относятся к 50-60-м годам. К
сожалению, геологические и геоморфологические исследования, проводившиеся на данной
территории в более позднее время (70-90-е годы), либо вообще не касались рассмотрения
террасового комплекса Камы, либо касались этой проблемы косвенно [1, 4-6, 8-10].
Таким образом, задача настоящей работы - выделение надпойменных террас Камы в
окрестностях г. Набережные Челны - может быть выполнена лишь на основе комплексного
анализа фактического материала и новых данных по датированию возраста аллювиальных
свит Волго-Камского бассейна [4-13].
Морфометрические показатели надпойменных террас Камы, кроме оговоренных особо,
приводятся по данным изысканий Куйбышевского (Самарского) филиала ВПИиНИИ ”Гид-
ропроект" (выполненных в 1963-1968 гг. для обоснования рабочего проекта Нижнекамской
ГЭС и дополненных в ходе работ 1971-1973 гг. над рабочим проектом свайных фундаментов
основных корпусов Камского автозавода), а также по данным полевых исследований
автора.
Долина Камы имеет асимметричный поперечный профиль с преимущественным разви-
тием речных террас вдоль левого берега реки (рис. 1). Ширина русла Камы 600-700 м, глу-
бина современного вреза долины относительно уреза реки 16-11 м (абс. отметки 37-42 м)
(рис. 2). В строении долины участвуют пойма и шесть надпойменных террас.
Дно долины Камы занято поймой двух уровней. Высота низкой поймы - от 0 до 2 м над
уровнем реки (абс. отметки 53-55 м). Высокая пойма поднимается на 4-7 м (абс. 57-60 м).
Пойма развита фрагментарно на обоих берегах Камы. Ширина низкой поймы - 3 км, вы-
сокой - 0,5-1,5 км. Рельеф поймы гривистый, с редкими озерами, вытянутыми вдоль русла.
В большинстве случаев пойменные озера приурочены либо к понижениям на границе
низкой и высокой поймы (озера Бобер, Малые и Спасские Вилы, и др.), либо к при-
террасовому понижению поймы с высокими камскими террасами (озера Подборное, Отарка
и др.). При формировании современной поймы во многих местах I надпойменная терраса
была полностью размыта, например на правобережном участке от Нижнекамской ГЭС до
пос. Луговой вниз по течению Камы. В этом случае эрозионная деятельность достигла
уступов террас более высокого порядка.
Все морфометрические показатели поймы Камы даны для участка нижнего бьефа
Нижнекамской ГЭС, так как на верхнем участке пойма затоплена водами Нижнекамского
водохранилища (абс. отм. уровня водохранилища 62,5 м) (рис. 3).
В настоящее время, после окончания строительства плотины Нижнекамской ГЭС, сброс
воды Нижнекамского водохранилища приводит к интенсивному разрушению камских
берегов. Так, на расстоянии первых километров вниз по течению - частично, а на участке
до озера Бобер (3,3 км от плотины) - полностью размыта пойма низкого уровня.
Мощность современных аллювиальных отложений поймы и русла Камы изменяется от 2-
3 до 15-20 м, причем в русле она редко превышает 10-12 м. В разрезе поймы представлены
все фации аллювия. Базальный горизонт, состоящий из гравия и гальки с разнозернистым
песком, имеет мощность до 2-3 в пойме и увеличивается до 7-10 м в русле. Отложения
русловой фации представлены мелко- и разнозернистыми песками с галькой. Мощность их
10—12 м. В пойменной фации распространены коричневые суглинки мощностью 2-5 м.
Периферийно-русловая фация мощностью 3-7 м развита вблизи стариц и состоит из тонко-
и мелкозернистых глинистых песков с прослоями супесей и суглинков. На современную
пойменную почву наложен антропогенно обусловленный наилок мощностью 1,5-2,0 м,
отделенный слоем хорошо развитой погребенной почвы [14].
Первая надпойменная терраса имеет отметки поверхности 6-10 м относительно уровня
Камы (абс. отметки 59-63 м). Поверхность террасы на левом берегу ровная, на правом пе-
ресеченная, с эоловым рельефом. Ее ширина на правом берегу около 600, на левом - 100 м.
Формирование I надпойменной террасы связано с врезом Камы в толщу аллювиальных, пе-
ригляциально-аллювиальных отложений, а подчас и коренных пород, произошедших в
конце осташковского времени - начале голоцена (Йз-дНЭД- Глубинный врез достиг отметок
8-15 м (абс. высоты 38-45 м), что на 1-3 м выше голоценового вреза современной камской
поймы. Датирование возраста отложений террасы приводится по данным спорово-
пыльцевого анализа [8] и проведенного В.Я. Яхимович радиоуглеродного анализа [4].
Часто I надпойменная терраса размыта и встречается на описываемой территории в виде
69
о-
Е
8
2 -
PQ 2
VI-я надпойменная терраса’
(эоплерстоценовая)
Е
Перекрыта:
'd-sQim г v-dQ$
V-я надпойменная терраса*' IV-я надпойменная терраса*
(раннечетвертичная)
Qi-2
(кривичско-днепровская)
130-
:120-125-
p-a4(gdn перекрыты:
120-
по
Мощность а6Е -15-20 м
100-
---95-110-----
Подстилается:
90-
80-
Перекрыта:
85-105
? А ? о-
f ? f ? ®
< и ( о.
f f s
a4Qlkr перекрыты:
< p »
Q
<5
70-
Уровень Нижнекамского вдхр](625 м) _
60-'
Меженный уровень p. Камы (53 м)
50-
Мощность a5QV2 - до 50 м
— 52-80 —
Подстилается:
Мощность - 5-40 M.p-aXJdn
-----^-56-62***- *-^-4'
gf
75-95**
40-
30-
20-
10-
0-
*Большей частью размыта
я
S
S
Q.
С
P2kz! ?P2kz,(blb)2 N|ak
*Частично размыта
---------------50-62-’-
a4Q(kr Мощность от 5 до
I Ч 15-28 м
__1 34-5 з * * * *_—=
p-a4Q3dn подстилаются:
ш
? СГ ? ? ? Q. ? Ц
S^S S ь 5
a4Qikr подстилаются:
♦Частично размыта
**С покрышкой покров-
ных отложений
***46-54 м для aHJjkri
56-62 м для a4Qkr2
****34-41 м для аЧ^кг!
46-53 м для a’Qkr-
Ш-я надпойменная терраса*
(мелекескинско-московская)
П-я надпойменная терраса*
(позднечетвертичная)
Q?4
I-я надпойменная терраса
Qk
Пойма
Q4
Перекрыты:
a’Qfmlk: ^p-a’Qi'hn:
:75-95**-
Д < Д « v-dQt
«(частично!
Перекрыты:
a2Q3-\
p-a2Q|:
P-a2Q2
v-dQ£
71-89**.—
Мощность -15-20 M.p-a3Qm
Перекрыта:
Р-а20з
aQ4
(частично)
----==57-60;
Мощность а’Оз-д -10-20 м
Мощность aQ4 - 15-20 м
aOmlk ГМощност
1 P2kz,(?) >-а3 F S Qin % £ 1 по дстила] р ото г f
a’Qjnlr подстилаются: Z £ £ и ФфЬ h эг
♦Частично размыта ♦♦ С покрышкой покров- ных отложений
Г~т64-
О/ • ,ч 64-67 J
a2QJ Мощность 11-14 м
52г a2Qj3 < тг 5 n *
[одстилаются: > p-a2Qj > "0 S ’"3 s S д h- h? й ! > £55 > ь $ й > > s s "* \ ’ с с * с > > <? * с
♦Большей частью размыта **С покрышкой покров- ных отложений *** Предполагается по аналогии с p-a2QP отложениями р.Тойма
Подстилается:
изолированных останцов. В настоящее время большая ее часть затоплена водами Ниж-
некамского водохранилища. Встретить ее можно только в нижнем бьефе Нижнекамской
ГЭС и фрагментарно на берегах Нижнекамского водохранилища.
Мощность аллювиальных отложений I надпойменной террасы - 10-20 м. Толща
представлена всеми фациями "нормального” аллювия, среди которых по мощности пре-
обладают пойменная суглинистая, пляжевая песчаная и горизонт размыва, состоящий из
песчано-гравийно-галечникового материала.
Вторая надпойменная терраса на территории г. Набережные Челны и его окрестностей
отмечается на трех участках: близ пос. Луговой, в устьевых частях рек Челна и Шильна.
Ширина террасы - первые сотни метров, максимальная - 1600 м. Высота поверхности тер-
расы - 18-36 м над уровнем Камы (абс. отм. 71-89 м) [3]. Между поймой и II надпойменной
террасой четко прослеживается уступ высотой 15-20 м, между I и II надпойменными
террасами на правобережье (Луговской участок) уступ прослеживается с трудом, а на ле-
вобережье уступ высотой до 15 м выделяется четко. Переход II надпойменной террасы к III,
IV и V незаметен, что связано с перекрытием их эоловыми песками. Поверхность террасы
слабовсхолмленная, осложненная современным эоловым рельефом, часто поросшая сос-
новым лесом. Отмечается слабый наклон террасы (крутизна - первые градусы) в сторону
русла Камы, а в верхнем бьефе Нижнекамской ГЭС - в сторону зеркала водохранилища.
Датирование возраста отложений террасы приводится по палинологическим [5, 8, 15],
фаунистическим [10] и радиоуглеродным данным [4]. Накопление перигляциального аллю-
вия и формирование II надпойменной террасы шло практически все позднечетвертичное
время вплоть до середины осташковского, т.е. всю эпоху валдайского оледенения [9]. Пе-
ригляциальный аллювий, сформировавшийся в валдайскую эпоху, был маломощным, при-
чем часть его, сформировавшаяся в калининское время, была перемыта в период монча-
ловского потепления [9]. Большей частью именно этот, "нормальный" аллювий мончаловс-
кого горизонта (я* 221-3,3) залегает в основании II надпойменной террасы, вклиниваясь в
нижележащие пермские толщи на отметках от -1 до +2 м относительно уреза Камы (абс.
отметки 52-55 м) [3]. Вверх по разрезу он сменяется перигляциальным аллювием осташ-
ковского горизонта (р - c?Q 4”3). Мощность собственно аллювиальной толщи 11-14 м [3].
Базальный горизонт в ряде скважин четко выражен, но отличается большой изменчивостью
мощностей: от 0,5-1,5 до 5-7 м. Пески русловой фации обычно мелкие, реже - средне- и
разнозернистые, перемытые и пылевато-глинистые, слюдистые, мощностью 3-8 м.
Отложения фации стариц не обнаружены. Осадки фации поймы хорошо сохранились,
мощность их 2-5 м, чаще 2-3 м. Сложены они суглинками и глинами грубыми, слюдистыми,
серовато-желтыми, слоистыми, с тонкими прослоями супеси и песка. Кровля собственно
аллювия II надпойменной террасы лежит на относительных высотах 11-14 м (абс. отметки
64-67 м) [3].
Перекрывается аллювий II надпойменной террасы обычно верхнеантропогеновыми эо-
ловыми песками, мелкими, тонкими, средними, разнозернистыми, редко - крупными, мощ-
ностью 10-15, иногда до 20 м. Отметки кровли II надпойменной террасы, в зависимости от
размеров ветрового воздействия, изменяются весьма резко - от 18-22 до 32-36 м отно-
сительно уреза Камы (абс. отметки 71-75 и 85-89 м соответственно) чаще 22-28 м (абс.
отметки 76-81 м) [3].
В настоящее время вся поверхность II надпойменной террасы на Челнинско-Мелекесском
участке переработана в связи с хозяйственной деятельностью человека (выстроен жилой
массив), таким образом, собственный рельеф террасы здесь не сохранился. Уступ террасы
на территории поселков ГЭС, ЗЯБ и парка "Прибрежный" в Новом городе большей частью
забетонирован.
Третья надпойменная терраса Камы имеет весьма сложное строение. Помимо того, что
она сложена аллювием двух различных генетических формаций - собственно аллювия меле-
кескинского времени и московского перигляциального аллювия [3, 6, 9, 10, 16, 17], - часто
отложения этих двух свит перекрывают более древние днепровские и даже кривичские
отложения. Местами мелекескинские отложения (а в случае их размыва - и московские)
могут частично замещать аллювиальные отложения, слагающие низы V надпойменной
Рис. 2. Схема сопряжения надпойменных террас Камы
1 - отметки высот постели аллювиальных отложений; 2 - отметки высот кровли аллювиальных отложений;
3 - линия изменения глубины вреза террасы; 4 - линия изменения высоты поверхности террасы
71
Рис. 3. Геолого-геоморфологический профиль долины р. Камы (по А.Г. Горецкому, 1964. Изменения и
дополнения Тупиков Е.В.)
1 - известняки; 2 - песчаники; 3 - глины; 4 - глины песчаные; 5 - суглинки; 6 - супеси; 7 - пески; 8 - галька;
9 - границы литологических фаций: 10 - границы разновозрастных отложений; 11 - буровые скважины в
местах изгиба профиля
Сокращения: П - Пойма (затоплена); I н.т. - первая надпойменная терраса (затоплена); IV н.т. - четвертая
надпойменная терраса; VI н.т. - шестая надпойменная терраса
Индексы четвертичных отложений: a Q4 - современные аллювиальные отложения; axQ4_4- верхненео-
плейстоцен-гол ©ценовые аллювиальные отложения I надпойменной террасы; v - dQ4 - верхненеоплейсто-
ценовые эолово-делювиальные отложения; d - sQ4m - средненеоплейстоценовые делювиально-
солифлюкционные отложения московской свиты; р - a^Q^dn- средненеоплейстоценовые перигляциально-
аллювиальные отложения верхов IV надпойменной террасы (днепровская свита); я4(?2^г ~
средненеоплейстоценовые аллювиальные отложения низов IV надпойменной террасы (кривичская свита,
лихвинское время); aQ%~4vd- or - нижнечетвертичные аллювиальные отложения венедско-орловской,
погребенной свиты (беловежско-окское время)
72
террасы. В результате фациального замещения аллювием III надпойменной террасы
аллювиальных отложений более высоких камских террас мы имеем дело со случаем, когда
в ее основании залегает аллювий IV и V надпойменных террас, а верхний этаж занят
аллювием собственно III террасы. Нумерация такой "слоеной” террасы при геоморфо-
логическом картографировании производится по отложениям более позднего возраста, т.е.
ее также причисляют к III. Относительная глубина вреза III надпойменной террасы - от
-3 до 22 м (абс. отметки 50-75 м). Поверхность террасы лежит на относительных высотах от
22 до 42 метров (абс. отметки 75-95 м), увеличение ее высоты наблюдается по направлению
к уступам более высоких надпойменных террас. Распространение III надпойменной террасы
ограничивается долиной погребенной раннечетвертичной (венедско-орловской)
23“4и/-ог)Пра-Камы, а также отмечается на ее правобережье (выходя на 1-2 км в сторону
от долины Пра-Камы). На исследуемой территории III надпойменная терраса обнаружена на
трех участках: к юго-западу от плотины Нижнекамской ГЭС, в районе пос. Бетьки, а также
на Камско-Мелекесском и Мелекесско-Челнинском участках.
Ширина террасы от 1 до 3 км. Она отделяется от поймы, I и II надпойменных террас
хорошо выраженным в рельефе уступом. Уступ достигает максимальной высоты (до 25-
30 м) в месте стыка III надпойменной террасы с поймой при крутизне склона до 40-45° и
более. В местах сочленения III террасы с I уступ менее высокий (до 10-20 м) и более
пологий (менее 30°). Между II и III надпойменными террасами уступ в рельефе не выражен.
Поверхность террасы слабо всхолмленная, осложненная эоловыми образованиями
поздненеэоплейстоцен-голоценового возраста. В настоящее время в связи с городской и
промышленной застройкой, естественный рельеф III надпойменной террасы (как
поверхности, так и большей части уступа) сильно изменен.
Датирование возраста мелекескинско-московских отложений приводится по данным
палинологического анализа З.П. Губониной [18]. Отложения мелекескинской свиты
(a3Qlmlk) представлены песками косослоистыми, хорошо отмытыми, серовато-желтыми и
светло-серыми. Преимущественно пески мелкозернистые, реже разнозернистые, со-
держащие в подошве единичную гальку и гравий. Мощность мелекескинских отложений
15-20 м. Мелекескинская свита по отметкам залегания иногда близка к аллювиальной свите
V надпойменной террасы (65-80 м), а по внешнему облику и промытости пески обоих свит
бывают сходными. Главное отличие указанных свит состоит в резко различной развитости
фации размыва (базального слоя). "Более" аллювиальный облик нижнечетвертичной свиты
подтверждается наличием периферийно-русловой фации, а также старичной фации, от-
сутствующей в мелекескинской свите. Московские перигляциально-аллювиальные (р -
а3С2т)°тложения представлены пылеватыми, слабоглинистыми, коричневато-серыми,
горизонтально-слоистыми, мелко- и разнозернистыми песками. В них часты прослойки
крупных зерен песка и мелкого гравия. Мощность московских перигляциально-аллювиаль-
ных отложений 15-30 м.
Четвертая надпойменная терраса сохранилась на двух крупных участках: на водоразделе
Кама - Тойма по линии Нижнекамская ГЭС - дер. Мальцеве (правобережный участок) и на
отрезке от дер. Скипидаровки до устья р. Шильны на левобережье Нижнекамского во-
дохранилища. Врез террасы расположен на отметках - 19,0 м относительно уреза
Камы (абс. отметки 34-53 м), а отметки поверхности террасы 22-42 м (абс. высоты 75-95 м)
[3].
Ширина IV надпойменной террасы от 0,5 до 4,0-4,2 км. Высота уступа террасы в местах
причленения к ней пойменных участков достигает 20 м и более при крутизне свыше 45°.
Уступы между I и IV, II и IV надпойменными террасами более пологие (до 20-30°) и менее
высокие (до 10-15 м). Переход IV террасы к V в рельефе не выражен. Поверхность IV над-
пойменной террасы слабовсхолмленная, осложненная эоловыми образованиями нео-
плейстоцен-голоценового времени, поросшая сосновым бором.
В строении террасы принимают участие отложения как собственно аллювиальные
(кривичская свита) (п42^г) - лихвинского межледниковья, так и перигляциально-
аллювиальные (p-a^Q^dn)- днепровского оледенения [10]. Кривичский аллювий пред-
ставлен в Набережночелнинском районе двумя аллювиальными подсвитами: нижнекривичс-
кой (п42гМ)и верхнекривичской (//С^гЖ-
Постель нижнекричской аллювиальной подсвиты залегает на отметках 34—41 м (чаще 38-
73
40 м), кровля - на отметках 46-54 м; сохранившаяся от последующего размыва мощность
нижнекривичского аллювия достигает 8-14 м. Верхнекривичская подсвита врезается в
нижнекривичский аллювий или коренные пермские отложения на отметках 46-53 м, кровля
ее лежит на уровне 56-62 м; уцелевшая от размыва мощность равняется 10-14 м.
Распространение кривичской свиты (а4(?2&г)в основном отмечается в пойменной части
долины Камы, а также на правом берегу в основании IV надпойменной террасы. Кривичс-
кий аллювий непосредственно залегает на коренных - пермских - отложениях. В связи с
тем, что врез пойменного аллювия (-16 ± -11м относительно уреза Камы) находится
примерно на одинаковом уровне с аллювием нижнекривичской подсвиты (-19 ± -12 м),
выделение последнего в пределах поймы не всегда возможно.
Датирование возраста кривичских отложений приводится по данным палинологического
и палеокарпологического анализов [3, 7, 8, 15], палеопедологического анализа [10],
находкам останков млекопитающих хазарского комплекса, в частности Elephas trogontherii
Pohl. [3], а также останков мелких млекопитающих сингильского фаунистического
комплекса [10]. По литологическому составу кривичские отложения представляют собой
песчаный аллювий, характеризующийся хорошей промытостью и светлыми тонами песков,
в основном серых и желтовато-серых. В обоих подсвитах кривичского аллювия хорошо
выражены: базальный песчано-галечный горизонт мощностью от 1,5 до 7 м, русловая (от 4
до 9,4 м) и пойменная (до 2,4 м) фации. Менее развиты старичная (до 7 м) и периферийно-
русловая фации [3]. Мощность кривичского аллювия незначительная (от 5 до 15-28 м) в
связи с тем, что он подвергался значительному размыву в более позднее время.
Днепровские (p-a^Qfidn) отложения встречаются в виде локальных линз и слоев мощ-
ностью от 5 до 40 м [3]. Это темно- и коричневато-серые горизонтально слоистые, пыле-
ватые, глинистые мелко- и разнозернистые пески с галькой. В подошве они подстилаются
пойменными или старичными суглинками венедско-орловской свиты (aQ^vd - or), нижне-
четвертичным аллювием V надпойменной террасы или кривичскими аллювиальными отло-
жениями, но могут залегать и непосредственно на коренных пермских породах. Близ пос.
Тарловка, а также на берегу оз. Подборного пермские породы, перекрытые днепровскими
отложениями, выходят в цоколе IV надпойменной террасы Камы. Высота цоколя - до 10 м.
Датировка возраста днепровских отложений приводится по спорово-пыльцевым данным,
а также по находке Mammutus primigenius Blum [3, 8]. Ограниченное развитие днепровских
перигляциальных отложений обусловлено тем, что они были частично перемыты в днеп-
ровско-московское (шкловское) межледниковье, с чем связано формирование мелекескинс-
кой аллювиальной свиты.
Пятая (низкая цокальная) надпойменная терраса Камы первоначально имела значи-
тельную ширину (не менее 6-7 км), что видно по ее сохранившимся участкам. Терраса была
прорезана после ее формирования раннечетвертичной (венедско-орловской) Пра-Камой и
сохранилась к настоящему времени по обоим берегам погребенной венедско-орловской
долины, большей частью располагаясь на левобережье современной долины Камы. На
правобережье венедско-орловской долины она представляет собой останец шириной
3-4 км, длиной 12 км, ограниченный с севера современной долиной Камы. В настоящее вре-
мя на данном участке V надпойменной террасы находятся жилые кварталы Нового Города и
пос. Элеваторный.
Датировка возраста отложений V надпойменной террасы приводится по данным спорово-
пыльцевого анализа и исследования фауны моллюсков [3], а также по останкам млеко-
питающих тираспольского фаунистического комплекса [10]. Аллювий V надпойменной
террасы (a52i 2) Камы примыкает либо к цоколю VI надпойменной террасы, имея врез на
15-43 м ниже вреза VI террасы (от -1 до 27 м относительно уреза Камы) [3], либо к уступу
коренного плато, сложенного верхнепермскими породами. Высота поверхности террасы 32-
52 м относительно уреза Камы (абс. отметки 85-105 м) [10]. Высота цоколя террасы от 5 до
25 м. Аллювиальные отложения террасы имеют типичный для речных отложений облик.
Это преимущественно косослоистые, хорошо отмытые, серовато-желтые, мелко- и
разнозернистые пески мощностью от первых метров до 50 м [10]. К подошве песчаная
толща переходит в базальный горизонт, представленный песками с гравием и галькой
мощностью от 0,1 до 6,5 м. Для свит характерно также небольшое развитие старичной
фации. Пойменная фация часто размыта или перекрыта сходными с ней перигляциальными
суглинками.
74
Шестая (высокая цокольная) надпойменная терраса. Формирование террасы проис-
ходило в эоплейстоцене (Е), подтверждением чего служат датирования возраста террасы по
спорово-пыльцевым данным З.П. Губониной [7, 18], уточненные палеомагнитными
исследованиями [12, 13]. Терраса распространена в основном в левобережной части палео-
Камы (на участке от с. Биклянь до Литейного завода АО "КамАЗ”), где ширина сох-
ранившегося от размыва цоколя террасы достигает 3-5 км. Вложена терраса (на отметках
42-57 м относительно уровня Камы (абс. отметки 95-110 м)) в основном в верхнепермские
белебеевские отложения (P2kz2(blb)) и погребенные аллювиальные отложения плиоценовой
палео-Камы (N^ak).Частично подстилающими породами для аллювия VI надпойменной
террасы выступают верхнепермские татарские (Р20 и нижнеказанские (Р2^1) отложения.
Столь неглубокий врез террасы обусловил преобладание во время ее формирования
боковой эрозии и, как следствие, образование чрезвычайно широкой эоплейстоценовой
долины (10-15 км). Последняя не оконтуривает долины Камы, образовавшиеся в другие,
последующие отрезки четвертичной истории, кроме того, она шире, чем плиоценовая
палео-Кама. Общая ширина эоплейстоценовой террасы от 2 до 6 км.
VI надпойменная терраса сложена эоплейстоценовыми аллювиальными отложениями
(я6Е), представленными тонко- и мелкозернистыми песками сероватого и коричневато-
желтого цвета. Пески укрупняются к подошве до среднезернистых со слабовыраженным
базальным горизонтом. Мощность песков 15-20 м.
Относительная высота террасы 67-72 м (абс. отметки 120-125 м). Высота цоколя террасы
от 20 до 38 м. Однако выраженность в современном рельефе эоплейстоценовой террасы
нечеткая. Это обусловлено размывом аллювия и перекрытием его, а также коренного
цоколя террасы более молодыми средне- и верхнечетвертичными делювиально-солифлюк-
ционными и эоловыми отложениями. В случае полного замещения эоплейстоценового
аллювия покровными образованиями терраса выступает уже в роли коренной террасы
Камы.
Террасы Камы, со второй по шестую включительно, несут на себе эоловый покров с
формами рельефа, обусловленными ветровой деятельностью.
Итак, на исследуемой территории выделено шесть надпойменных террас, вместо пред-
ложенных Г.И. Горецким пяти [3]. V надпойменная терраса Камы включает в себя вы-
деленные Г.И. Горецким [3] четвертые надпойменные террасы низкого и высокого уровней,
а выделенная им III надпойменная терраса подразделена нами на III и IV. Уточнены
морфометрия, возраст и пространственное расположение других террас.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Сорокин В.А., Чумаков Е.А. К вопросу о подтоплении г. Набережные Челны // Проблемы приро-
допользования и экологии Камского бассейна. Набережные Челны: Изд-во Камского политех, ин-та,
1992. С. 20-29.
2. Ризенкампф Г.К. Техническая схема реконструкции Волги // Проблемы Волго-Каспия. Труды ноябрьской
сессии 1933 г. АН СССР. Л.: Изд-во АН СССР, 1934. С. 18-61.
3. Горецкий Г.И. Аллювий великих антропогеновых прарек Русской равнины. Прареки Камского бассейна.
М.: Наука, 1964. 415 с.
4. Яхимович ВЛ. Об абсолютном возрасте аналогов молого-шекснинских отложений в Предуралье Ц
Радиоуглерод. Вильнюс: Минтис, 1971. С. 230-236.
5. Малышева О.Н. О плейстоценовом аллювии Среднего Поволжья // Материалы по геологии востока
Русской равнины, вып. 5. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1973. С. 3-25.
6. Дедков А.П. Четвертичные отложения Среднего Поволжья // Состояние изученности стратиграфии
плиоценовых и плейстоценовых отложений Волго-Уральской области и задачи дальнейших исследований.
Уфа: Башк. кн. изд-во, 1976. С. 45-58.
7. Губонина З.П. Палеофитологическое обоснование возраста аллювия Средней Волги. М.: Наука, 1978.
132 с.
8. Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциальный морфо- и литогенез (на примере востока Русской
равнины). Автореф. дис. ... докт. геогр. наук. Казань: 1984. 433 с.
9, Бугаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во Казан, ун-та,
1986. 144 с.
10. Глушанкова Н.И., Агаджанян А.К. Новые данные по палеогеографии и стратиграфии новейших
отложений бассейна Средней Волги // Вести. МГУ. № 5. 1992. С. 59-70.
75
11. Бутаков Г.П. Направленность геоморфологических процессов в цикле перигляциалмежледниковье И
Динамика и взаимодействие природных и социальных сфер Земли. Тезисы докладов научной кон-
ференции. Казань: Татполиграф, 1998. С. 1-2.
12. Зимин А.В. Эоплейстоцен востока Татарстана //Динамика и взаимодействие природных и социальных
сфер Земли. Тезисы докладов научной конференции. Казань: Татполиграф, 1998. С. 4-5.
13. Мозжерин В.В. Эоплейстоцен юго-запада Татарстана // Динамика и взаимодействие природных и
социальных сфер Земли: Тез. докл. научной конф. Казань: Татполиграф, 1998. С. 5-7.
14. Малышева О.Н. О плейстоценовом аллювии Среднего Поволжья // Материалы по геологии востока
Русской равнины. Вып. 5. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1973. С. 3-25.
15. Горецкий Г.И. Формирование долины р. Волга в раннем и среднем антропогене. М.: Наука, 1966. 412 с.
16. Крылков Ю.В. К вопросу о генезисе четвертичных отложений в бассейне р. Камы и их инженерно-
геологическое изучение// Вопросы гидрогеологии и инженерной геологии. М.: Изд-во АН СССР, 1958.
С. 69-78.
17. Дедков А.П. Проблемные вопросы геоморфологии Татарстана //Динамика и взаимодействие природных
и социальных сфер Земли: Тез. докл. научной конф. Казань: Татполиграф, 1998. С. 7-8.
18. Губонина З.П. Палеоботанические исследования аллювиальных отложений Средней Волги с целью
установления их возраста: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: Ин-т географии АН СССР, 1965.
26 с.
Государственный педагогический
институт, г. Набережные Челны
Поступила в редакцию
04.08.2000
NEW DATA ON TERRACES ABOVE THE FLOOD-PLAIN OF THE KAMA RIVER
IN THE VICINITY OF NABEREZHNYE CHELNY
E.V. TUPICOV
Sum тагу
In the vicinity of city Naberezhnye Chelny the valley of the Kama river has two levels of the flood plain and six
terraces. The description of these terraces is given: their morphology, morphometry and age. The oldest, sixth terrace is
dated Eopleistocene. The age of youngest one is Late Pleistocene - Holocene.
УДК 551.248.2(571.54)
© 2001 г. Г.Ф. УФИМЦЕВ, А.А. ЩЕТНИКОВ
НОВЕЙШАЯ СТРУКТУРА ТУНКИНСКОГО РИФТА1
Введение
Тункинский рифт протягивается субширотно на 200 км от ЮЗ окончания Байкала и
является типичным среди такого тода образований на юге Восточной Сибири. Он может
быть принят в качестве тектонотипа суходольных впадин байкальского типа (рифтовых
долин), поскольку обладает полным набором свойственных им структурных элементов.
Благодаря своему географическому положению и доступности, Тункинская долина давно
стала объектом пристального внимания, и свидетельства молодой тектоники, как прямые
(разрывы речных террас), так и косвенные (остатки хозяйственных построек, погребенных
под мощным слоем озерно-аллювиальных отложений) давно упомянуты в геологической
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 96-05-64773, 97-05-64352,
97-05-96356).
76
литературе [1, 2]. И хотя в настоящее время Тункинский рифт изучен относительно хорошо,
но явно недостаточно внимания уделено геоморфологическим признакам молодой тек-
тоники, хотя именно они и позволяют создать полные структурные модели как самого
рифта, так и его горного обрамления и оценить их геодинамические особенности. А это
совершенно необходимо, если принимать Тункинский рифт в качестве тектонотипа.
Поэтому следует рассмотреть черты новейшей структуры и геодинамики Тункинского
рифта - как общие для подобных грабенов Байкальской рифтовой зоны, так и его частные
особенности; реконструировать характер фоновых и региональных тектонических дефор-
маций при формировании его новейшей структуры; изучить деформации рыхлых отложений
верхней части разреза вулканогенно-осадочного выполнения рифта; соотношение его
сейсмического режима с новейшей структурой. В настоящей статье мы стремимся к хотя бы
частичному достижению этих целей.
Фактологическую основу работы наряду с результатами многолетних полевых наблю-
дений составляют морфометрические построения (карты тектонического рельефа и ба-
зисной поверхности) и литературные источники, из которых основными являются [3-11].
Неотектоническое районирование
Основными элементами новейшей тектонической структуры Юго-Западного При-
байкалья являются Байкальская рифтовая зона, в частности ее Тункинская и Хубсугульско-
Дархатская секции, и большое сводовое поднятие Восточного Саяна; все эти неотек-
тонические формы входят в северное крыло Монголо-Сибирского возрожденного орогена.
Между сводом Восточного Саяна и ЮЗ частью рифтовой зоны располагается особенный
элемент новейшей структуры - Окинская плоскогорная мегаступень, обладающая доста-
точно сложным блоковым строением (рис. 1) и наибольшей в регионе высотой цокольной
(базисной) поверхности (рис. 2). В сущности, Окинская мегаступень представляет собой
высоко поднятое междугорье, как бы заполняющее "свободный” промежуток между боль-
шим сводом и рифтовой зоной. Высокое положение цокольной поверхности в пределах этой
мегаступени явно связано с ситуацией в Хубсугульско-Дархатской секции рифтовой зоны
(рис. 2), где располагается осевая часть меридионального выступа общего поднятия цоколя
Монголо-Сибирского горного пояса, с которым связана полоса наибольшего рас-
пространения кайнозойских базальтов. Этот выступ цоколя гор ранее был выделен нами
[12] как "горячая линия 100° в.д.", и он является неотектоническим выражением канала в
мантии [13], соединяющего Монголо-Сибирский астенолит с участками астеносферы в ниж-
ней мантии.
Тункинская секция Байкальской рифтовой зоны располагается на восточном скате
(крыле) цокольного поднятия "горячей линии 100° в.д.", где перепад высот базисной по-
верхности достигает 1000 м и более (рис. 2). Общий пологий наклон на восток цоколя гор
осложнен двумя субмеридиональными градиентными зонами-линеаментами. Первая из них
располагается западнее окончания Байкала и обусловливает общую приподнятость (на
более чем 150 м) днища Тункинского рифта над уровнем озера. К этой градиентной зоне
приурочено сужение Тункинского рифта и сложно устроенная перемычка (рис. 1, 3) с Быст-
ринской впадиной, днище которой инверсионно приподнято и расчленено до холмогорья.
Поднятое над Байкалом восточное окончание впадины прорезано узкой антецедентной
долиной р. Ильчи [14].
Ко второй градиентной зоне цоколя гор приурочена западная часть Тункинского рифта,
также суженная и занятая комплексом блоковых форм, составляющих межрифтовую пере-
мычку, поднятые восточные ступени которой прорезаются антецедентным хамар-дабанским
сужением долины Иркута [14]. Таким образом, положение восточного и западного
окончаний Тункинского рифта в рельефе цоколя гор, отражающее деформации литосферы,
не является случайным, о чем мы будем говорить ниже.
Сочленение Тункинского и Хубсугульского рифтов и соответствующих секций рифтовой
зоны имеет свои особенности, определяемые тем, что простирания этих форм различаются
на 90° (рис. 1, 3); в этом также, возможно, сказывается влияние "горячей линии 100° в.д.".
С севера Хубсугульский рифт как бы прикрыт наклонным горстом Мунку-Сардыка, про-
должающим на запад аналогичную форму Тункинских Гольцов. А Хубсугульский и Дар-
хатский рифты уже имеют субмеридиональное простирание и, таким образом, значительно
обособлены от рядом расположенного Тункинского рифта. При этом сложный комплекс
горстов высокой ступени и малой Мондинской впадины с инверсионно поднятой частью
днища, которые составляют межрифтовую перемычку, аналогичную таковой между Бай-
77
оо
Рис. 2. Рельеф базисной (цокольной) поверхности Юго-Западного Прибайкалья
1 - осевая часть цокольного поднятия "горячей линии 100° в.д." [12], 2 - субмеридиональные уступы на его
восточном скате
кальским и Тункинским грабенами, непосредственно с Хубсугулом не связан. Он занимает
западное окончание днища Тункинского рифта. Южнее Мондинской впадины поднятие
хр. Хамар-Дабан резко изменяет простирание и уходит на юг. Между ним и горстом Мунку -
Сардыка располагается понижение, своего рода структурная седловина, открывающаяся на
юг в сторону Хубсугульского рифта (рис. 1, 3).
Собственно Тункинская секция Байкальской рифтовой зоны состоит из следующих эле-
ментов (рис. 4): осевая рифтовая долина; наклонный горст Тункинских Гольцов и наклонно
поднятая ступень Олхинского плоскогорья, составляющие плечо-противоподнятие на
северном крыле зоны; хамар-дабанский свод на южном ее крыле. Эта группировка
неотектонических форм обычна для рифтовой зоны [10], и особенным элементом является
лишь Олхинская плоскогорная ступень, представляющая собой наклонно поднятую окраину
Сибирской платформы.
Тункинская рифтовая долина
Тункинский рифт представляет собой линейное понижение тектонического рельефа со
сложно устроенным днищем, ограниченное высокими бортами - сбросовым уступом на
севере и нижней частью крыла хамар-дабанского свода на юге. Протяженность его сос-
тавляет 200 км, а максимальная ширина на меридиане курорта Аршан - 32 км. На своих
окончаниях рифт сильно сужается, и эти части его днища заняты межрифтовыми пере-
мычками. На востоке Тункинский рифт через Култучную долину-грабен (в зоне Главного
Саянского разлома) открывается в Байкал. На западе концевая Мондинская впадина
продолжается на 14 км долиной-грабеном, пересекающей цепь поднятий Мунку-Сардыка и
Тункинских Гольцов и внедряющейся в окраину Окинской межгорной ступени.
Центральное место в Тункинском рифте занимает одноименная впадина, наибольшая по
размерам и мощности кайнозойских отложений (до 2500 м и более [3-5, 9, 11]). В цент-
ральной ее части располагается песчаный массив Бадар, представляющий собой купо-
лообразное инверсионное поднятие высотой до 150 м. С востока и запада Тункинская
котловина ограничена Еловским и Ниловским отрогами - межвпадинными перемычками,
отделяющими ее от Торской впадины на востоке и Хойтогольской и Туранской на западе.
79
& Ш^П77 Ш72Ш75Е374И75^76^77И75
Рис. 3. Схема новейшей тектоники Тункинского рифта и его окружения
Межгорные впадины: 1 - днища больших и 2 - малых впадин, 3 - участки инверсионных поднятий, 4 - бескорневое купольное поднятие;
межвпадинные и межрифтовые перемычки: 5 - горсты, 6 - ступени; блоки краевых тектонических ступеней: 7 - высокие, 8 - низкие; 9 - ступенчатые
глыбовые поднятия; 10 - сводовые поднятия; 11 - наклонные горсты плеча рифта, в том числе - 12 - относительно опущенные их участки; 13 -
наклонно поднятая плоскогорная глыба краевой части платформы; 14 - высокая межгорная мегаступень; 75 - молодые разломы, в том числе -16-
высокие сбросовые уступы, 77 - долины-грабены; 18 - выходы горячих минеральных вод
Эти отроги косо ориентированы к простиранию рифта, а Ниловский отрог имеет еще и
продольную составляющую, разделяющую Хойтогольскую и Туранскую впадины (рис. 1, 3).
Примечательно то, что межрифтовые и межвпадинные перемычки располагаются в мес-
тах изменения (сужения) ширины днища рифта и склонения простирания Тункинского сбро-
са в восточных румбах. Вообще нетрудно заметить, что конфигурация рифта и изменение
его параметров зависят от Тункинского сброса, и восточнее окончания уступа последнего
северный борт Торской впадины и межрифтовой перемычки существенно изменяет свои
морфологические особенности (рис. 1, 3).
Межгорные впадины, занятые низкими аккумулятивными равнинами, составляют глав-
ный и одновременно морфологически однообразный элемент структуры рифтовой долины.
Лишь в Тункинской впадине это однообразие нарушается куполообразным песчаным мас-
сивом Бадар, представляющим собой, если судить по положению его на участке
максимального погружения фундамента, бескорневое поднятие в осадочном чехле [10]. Оно
возвышается над низкими аккумулятивными равнинами на 150 м и сложено плейсто-
ценовыми песками, возраст которых по данным термолюминесцентного анализа достигает
в нижней части склона 65 000 лет [15]. Природа поднятия Бадар трактуется исследователями
по-разному, начиная от его криогенного происхождения [3]. Мы склоняемся к точке зрения,
что подобные образования могут возникать при соскальзывании осадочного чехла по
поверхности фундамента на крыльях впадины, что приводит к куполообразному
вспучиванию осадков в центре депрессии [16].
В Тункинской впадине центральный инверсионный купол Бадар окружен низкими
равнинами участков молодых и современных тектонических погружений. Неполная ком-
пенсация последних осадками в бассейнах рек Тунка и Енгарга привела к образованию
озеровидных расширений русел на низких болотистых поверхностях и обилию озер на этих
участках. Об интенсивности молодых погружений днища впадины можно судить по тому
обстоятельству, что в селе Тунка остатки хозяйственных построек были в прошлом об-
наружены под более чем 12-метровой толщей наносов [2].
Примечательно одно обстоятельство: в Тункинской впадине участки молодых погру-
жений приближены к северному ее борту, между тем как русло магистральной реки Иркут
располагается южнее и на берегах его распространены надпойменные террасы. По-
видимому, местонахождение русла было приурочено к зоне максимальных погружений,
которая в последующем сместилась на север. В настоящее время на некоторых участках
урез русла Иркута выше уреза его левого притока - р. Тунки, в низовьях которой рас-
полагается обширное многоозерье - фрагмент озерно-болотной равнины.
В дополнение к этому добавим, что в районе с. Жемчуг русло Иркута резко по-
ворачивает на север, но затем столь же круто вновь поворачивает на восток, словно встре-
чает какую-то преграду. Здесь, на левобережье Иркута, между его руслом и зоной мно-
гочисленных озер протягивается широтная полоса современных эоловых форм, фор-
мирующихся в местах выходов плейстоценовых песков [11], важным условием является
также глубокое залегание грунтовых вод. Здесь же прослеживается весьма пологое и низ-
кое куполообразное возвышение, как бы соединяющее Бадар с межвпадинной перемычкой
Еловского отрога. Все эти обстоятельства заставляют полагать существование в этом месте
скрытого малоамплитудного поднятия фундамента (рис. 3), "просвечивающего" в рельефе
через более чем 1000-метровую толщу кайнозойских отложений. Видимо, с этим элементом
структуры впадины связаны вскрытые скважинами термальные воды у с. Жемчуг.
Максимальные мощности вулканогенно-осадочного выполнения в Тункинской впадине
превышают 2500 м, а участки наибольших погружений фундамента смещены к ее северному
борту [3, 9, И], что в общем соответствует положению зон современных погружений. На
южных бортах Тункинской и Торской впадин, напротив, заметны следы инверсионных
поднятий за счет вовлечения их краевых частей в сводовое воздымание хр. Хамар-Дабан.
Плейстоценовые пески значительной мощности здесь нередко залегают на относительных
высотах до 200 м и более. Особенно эта ситуация распространена на южном крыле Торской
впадины. Во всех случаях наклонные поверхности песчаной толщи на южном крыле рифта
как бы продолжают молодой сводовый изгиб фундамента в пределах Хамар-Дабана (рис. 4).
В разрезах песчаной толщи на южном борту рифтовой долины также обычны молодые
сбросы и вообще явления "малой" разломной тектоники, когда наблюдаются сложные со-
четания малоамплитудных (сантиметры, первые дециметры) сместителей.
На участках сочленения Хойтогольской и Тункинской впадин с пологими западными
скатами соответственно Ниловского и Еловского отрогов явления инверсионных воз-
дыманий краевых частей впадин проявлены столь же наглядно. Западный пологонаклонный
4 Геоморфология, № 1
81
?8
Бадар
Рис. 5. Молодые сместители в зоне сброса южного
ограничения продольного горста Ниловского отрога на
левобережье Борьского Иркута (фрагмент обнажения)
7 - светло-серые супеси, 2 - бурые супеси, 3 - щебень,
4 - глыбы, 5 - выветрелые неогеновые базальты
©40е
скат Еловского отрога практически полностью сложен кайнозойскими базальтами и
угленосными отложениями, так что амплитуды инверсионных воздыманий составляют здесь
не менее 200 м.
Малые Мондинская и Быстринская впадины, расположенные на окончаниях рифта,
входят в состав сложно устроенных межрифтовых перемычек. Интересно то, что при
сокращенной (около 500 м) мощности выполняющих их отложений, возрастной объем
последних практически аналогичен таковому (миоцен-антропоген) у больших впадин. Но,
в отличие от последних, днища малых впадин заметно инверсионно подняты и расчленены
до состояния холмогорья, что особенно наглядно видно в пределах Быстринской впадины.
Межвпадинные перемычки Еловского и Ниловского отрогов в структуре рифта за-
нимают одинаковые позиции и весьма сходны по морфологии. Это косо ориентированные
наклоненные на юго-запад горсты, сопровождаемые с Ю и ЮЗ тектоническими ступенями.
Обе перемычки приурочены к участкам склонения простирания Тункинского сброса в В и
ВЮВ румбах. Подобную же виргацию Тункинского сброса мы видим и западнее Хойто-
гольской и Туранской впадин, где окраинный горст межрифтовой перемычки представляет
собой уменьшенную копию Еловского и Ниловского отрогов. Следовательно, наклонные
горсты межвпадинных перемычек образуют упорядоченную систему, построенную по типу
продольной криволинейной трансляции (рис. 3).
Ниловский отрог имеет еще дополнительный элемент - продольный горст, разделяющий
Хойтогольскую и Туранскую впадины (рис. 4, профиль 4). Молодой сброс, ограничивающий
этот горст с юга, сечет неогеновые базальты, эоплейстоценовые валунники с характерным
"закатыванием" в зоне разлома [17] и склоновые образования. Отдельные сместители этого
сброса имеют типичную структуру приповерхностных разломов с их ветвлением по
восстанию и с внутренними просадками-микрограбенами (рис. 5).
Выше указывалось, что в Тункинской впадине наблюдаются геоморфологические сви-
детельства существования на междуречье Иркута и Тунки скрытого продольного поднятия.
Нетрудно заметить (рис. 3), что структурное положение этого поднятия аналогично тако-
вому продольного горста Ниловского отрога и что горячие минеральные воды Жемчуга
Рис. 4. Совмещенные поперечные профили Тункинского рифта и его горного обрамления и их структурные
интерпретации
1 - разломы, 2 - вершинные поверхности неотектонических форм, 3 - бескорневое поднятие, 4 - молодые
вулканы. Вертикальный масштаб превышает горизонтальный в 10 раз
4*
83
Рис. 6. Тектонический уступ Тункинского сброса на северном борту Хойтогольской впадины, вид с ЮЮВ
имеют позицию, подобную выходам терм Ниловой Пустыни. Таким образом, структур-
ная аналогия межвпадинных перемычек Еловского и Ниловского отрогов может быть
гораздо более полной, нежели это представляется на первый взгляд.
Судя по характеру тектонического рельефа, сбросы северо-западного простирания, ог-
раничивающие наклонные горсты межвпадинных перемычек, проникают в пределы север-
ного крыла хамар-дабанского свода и определяют существование на последнем понижений,
занятых низовьями долин Зун-Мурина и Бол. Зангисана. Упорядоченное чередование косо
ориентированных наклонных горстов в днище рифта, связь их с изменениями простирания и
виргациями основного сброса рифтовой долины, являются основаниями для предположения,
что эти формы возникли благодаря продольным горизонтальным смещениям блока
фундамента рифта относительно его обрамления, на чем мы остановимся ниже.
Горное обрамление рифта
Северный борт Тункинского рифта представляет собой крутой тектонический уступ
высотой до 2 км, "опирающийся" на предгорный откос из слившихся конусов выноса.
Перепад высот откоса превышает 300 м при ширине 3-6 км. В сущности, это погребенная
часть борта рифтовой долины с уклоном, аналогичным таковому его экспонированной
части, и с погребенными промежуточными ступенями [9]. Наличие на борту впадины ли-
нейных систем тектогенных граней рельефа - базальных и вершинных фасет и антифасет -
свидетельствует о существовании в зоне краевого сброса (в полосе шириной до 5 км)
нескольких основных сместителей, рассекающих скальный массив на узкие пластинчатые
блоки. При их инверсионных погружениях на борту рифта формируются узкие промежу-
точные ступени (рис. 6). Наличие сопряженных коленообразных изгибов долин в тыловой
(нагорной) части Тункинского сброса свидетельствует о сдвигово-сбросовом характере мо-
лодых тектонических движений. Признаки правосторонних перемещений свидетельствуют о
том, что блок Тункинских Гольцов смещается на восток относительно рифтовой долины.
Как для самого уступа, так и для всей зоны Тункинского сброса характерны две
особенности. Первая - это практически повсеместные свидетельства молодых (голоцен -
поздний плейстоцен) тектонических перемещений по фронтальному сместителю, приуро-
ченных к подошве тектонического уступа. По этому сместителю сброшены (оборваны)
поверхности речных террас при выходе долин из Тункинских Гольцов на предгорный откос
[1, 7, 9-11]. Амплитуды молодых срывов нередко достигают 20-25 м; это крутые эскарпы,
подрезающие основание тектонического уступа, их сопровождают рвы и микрограбены.
Обычно они рассматриваются в качестве палеосейсмодислокаций [8].
Вторая особенность обусловлена сильной тектонической дезинтеграцией скальных мас-
сивов в широкой зоне Тункинского сброса, брекчированностью или, как образно вы-
ражались первые наблюдатели этого явления [1], "разломчатостью" коренных пород. Это
определяет значительную мощность рыхлых образований на крутых тектогенных гранях
рельефа, их подвижность в условиях обводненности и периодически проявляемых сейсми-
ческих толчках. Часто рыхлый покров оползает по поверхностям скальных оснований
склонов и заполняет микрограбены в подошве тектонического уступа; эти оползневые
массы, как правило, рассечены малоамплитудными сбросами.
Наряду с оползанием рыхлых образований по тектогенным граням в подошве сбросового
уступа наблюдаются следы крупных обрушений в виде хаотических комплексов, пере-
84
Рис. 7. Поперечное понижение ("провес") горста Тункинских Гольцов у кур. Аршан между долинами
Толты (Т) и Кынгарги (К). Вид с ЮВ
крывающих поверхности предгорного откоса, промежуточных тектонических ступеней или
речных террас. В сущности, это олистостромовые комплексы, и пример подобного рода
образований можно наблюдать на левобережье Иркута на выходе из хамар-дабанского су-
жения, где река прорезает поднятую ступень между Хойтогольской и Мондинской впади-
нами. Здесь в подошве уступа Тункинского сброса залегает обвальная масса, перекры-
вающая аллювий цокольной террасы Иркута. Этот хаотический комплекс состоит из двух
элементов: 1) щебнисто-глыбовой массы, в которую вложены как бы закатанные блоки
внешне выветрелых ("разломчатых") мраморов, иногда облекаемые "покрывалами" сильно
выветрелых метасланцев; и 2) более молодых щебнистых отложений осыпных конусов. На
флангах этого хаотического комплекса на крутом левом борту долины Иркута наблюда-
ются бедленды в виде пирамидальных скал, прорезанных осыпными коридорами, -
свидетельства подготовленности массива в зоне сброса к будущим обрушениям.
Северный борт Торской впадины имеет иные морфологические особенности. Здесь,
в полосе сближения Тункинского сброса и Главного Саянского разлома располагается
система разновысотных узких тектонических ступеней и горстов (рис. 4, пр. 10, 11), ан-
самбль которых образует мегаступень на борту рифтовой долины. Некоторые низкие блоки
имеют заметный перекос с наклоном в сторону горного обрамления - хороший геомор-
фологический признак листрических сбросов. Сама сложная блоковая структура полосы
сближения крупных разломов с преобладанием линейных форм скорее всего обусловлена
сдвиговыми перемещениями.
Поднятие Тункинских Гольцов составляет северное крыло рифтовой зоны в ее Тун-
кинской секции и является плечом-противоподнятием рифта. Этот наклонный горст (рис. 6)
имеет все морфологические атрибуты такого рода образований во внутриконтинентальных
рифтовых системах. Аналогичная форма и наклон вершинной поверхности характерны и
для понятия Мунку-Сардык, продолжающего на запад Тункинские Гольцы. При внешнем
морфологическом однообразии тектонического рельефа этот наклонный горст обладает
одной особенностью - наличием секций, относительно опущенных по зонам поперечных
разломов (рис. 1, 3). Пример такого рода образований наблюдается у курорта Аршан, где
секция Тункинских Гольцов между долинами Толты и Кынгарги образует заметное по-
перечное понижение (рис. 7). Деформации террас в этих долинах согласованы с этим
явлением. На левобережье долины Кынгарги у выхода из гор высота цокольной террасы
достигает 40 м (а самого цоколя - около 30 м), в то время как на правом берегу высота этой
террасы не превышает 18 м. В долине р. Толты наблюдается диаметрально противо-
положная картина: высокая терраса (более 50 м) расположена на правобережье, а на левом
берегу она не превышает 18 м. К этому следует добавить, что деформации террас на бортах
этих долин по зоне главного сместителя Тункинского сброса существенно различны [10, 18],
а поперечный Кынгаргинский разлом по геофизическим данным прослеживается и в
пределах Тункинской впадины [8].
Поперечные провесы тектонического рельефа наклонного горста Тункинских Гольцов
имеют ясную структурную позицию. И Кынгарга-Толтинский провес, и другие, рас-
положенные западнее, приурочены к изломам простирания Тункинского сброса (рис. 1, 3) и
соответственно к участкам его юго-восточных виргаций, оформляющих наклонные горсты
межвпадинных перемычек. Следовательно, мы видим здесь сопряженные группы форм,
положение которых в структуре рифтовой зоны описывается симметрией бордюров (про-
дольная криволинейная трансляция: наклонные горсты межвпадинных перемычек, попе-
речные провесы плеча-противоподнятия рифта, понижения в северном крыле хамар-
дабанского свода).
Противоположное, южное крыло Тункинской секции рифтовой зоны составлено хамар-
дабанским сводом (рис. 1, 3, 4). Прилегающее к Тункинскому рифту крыло последнего на
85
всех пересечениях имеет однотипное строение: общий пологий сводовый изгиб, ослож-
ненный антитетическими сбросами с падением к осевой части поднятия. Это обусловливает
характерную особенность северного склона хр. Хамар-Дабан, как бы составленного
куэстоподобными горными массивами с пологими вершинными скатами в сторону днища
рифта и крутыми противоположными склонами, обращенными к центральной части хребта.
Сами эти массивы часто ориентированы косо (под углом) к общему простиранию свода, что
обусловлено существенным значением диагональных разломов северо-западного прости-
рания, хорошо выраженных в тектоническом рельефе хребта (рис. 1). Менее распро-
странены линеаменты северо-восточного простирания. Именно разломы диагональной
системы оформляют относительные понижения на крыльях свода, в том числе сопряженные
с межвпадинными перемычками.
Геодинамика Тункинской секции Байкальской рифтовой зоны
Оценка геодинамических характеристик Тункинской секции должна быть выполнена с
учетом особенностей ее структуры, как общих для Байкальской рифтовой зоны, так и ин-
дивидуальных, не повторяющихся в других секциях последней. К числу первых относятся
обычный для рифтовой зоны набор элементов и их отношений с чередованием вкрест
простирания (с СЗ на ЮВ): наклонные горсты как плечи-противоподнятия рифтов, рифто-
вые долины, своды юго-восточного крыла [10]. К числу особенных черт в строении и струк-
турной позиции Тункинского рифта в первую очередь относятся: положение на восточном
скате меридионального высокого цокольного поднятия "горячей линии 100° в.д."; сюда же
относятся соседство с высокой мегаступенью Окинского междугорья и изменение под
прямым углом простирания рифтовой зоны в ее Дархатско-Хубсугульской секции и особое
соотношение с ней наклонного горста Мунку-Сардык; необычное для рифтовой зоны
распространение больших объемов кайнозойских базальтов на северо-западном крыле
рифтовой зоны и в его окружении; связь межвпадинных перемычек с широтными скло-
нениями простирания Тункинского сброса и юго-восточными его виргациями. В совре-
менной сейсмотектонике ЮЗ части Байкальской рифтовой зоны мы также обнаруживаем
особые свойства и, в частности, наличие горизонтального сжатия в очагах землетрясений
[19], в Тункинской секции сопряженного с горизонтальным же растяжением. Во всех осо-
бенностях морфотектоники и геодинамики этой части рифтовой зоны несомненно опре-
деляющее значение цокольного поднятия "горячей линии 100° в.д.".
Благодаря расположению над крупным вертикальным каналом астеносферы (колонной
разуплотнения) ЮЗ часть Байкальской рифтовой зоны испытывает общее изостатическое
воздымание цоколя, максимальное в Дархатско-Хубсугульской секции, так что уровень
воды оз. Хубсугул располагается более чем на 1000 м выше такового у Байкала. Тункинский
рифт расположен на восточном скате этого цокольного поднятия и по его наклону (рис. 2,
3), и, так или иначе, он поднят над Байкальским рифтом. Положение на скате цокольного
поднятия делает возможным смещение блоков фундамента Тункинской секции в широтном
направлении, благодаря их скольжению по пологонаклонным тектоническим разделам в
литосфере. При этом блоки горных поднятий смещаются ускоренно на восток относительно
блока собственно рифтовой долины. Это может иметь структурные и геодинамические
следствия, сопутствующие поперечному (в данном случае субмеридиональному) растяжению
литосферы в данной секции рифтовой зоны: 1) правосторонние смещения в нагорных
сместителях Тункинского сброса, 2) его ЮВ виргации и формирование наклонных горстов
межвпадинных перемычек в местах широтного склонения простирания сброса, 3) появление
горизонтальных напряжений сжатия в очагах землетрясений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Васильевский М.М., Толстихин Н.И. Минеральный источник Аршан Тункинский. Иркутск: Бурят-
Монгольское районное ГРУ, 1930. 37 с.
2. Львов А., Кропачев Г. Краткий отчет о результатах исследования "Аршана", произведенного по
поручению Восточно-Сибирского отдела Географического Общества и Общества врачей // Изв. Вост.-
сиб. отдела ИРГО. Т. XL. 1909. С. 41-77.
3. Геология СССР. Т. XXXV. Бурятская АССР. Часть I. Геологическое описание / Ред. Н.А. Флоренсов.
М.: Недра, 1964. 630 с.
4. Литология третичных отложений впадин юго-западной части Байкальской рифтовой зоны / Отв. ред.
Н.А. Логачев. М.: Наука, 1972. 120 с.
86
5. Логачев Н.А. Кайнозойские континентальные отложения впадин байкальского типа // Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1958. С. 18-29.
6. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья (История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока) / Отв. ред.
Н.А. Флоренсов. М.: Наука, 1974. 359 с.
7. Олюнин В.Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна. М.: Наука, 1965. 127 с.
8. Сейсмотектоника и сейсмичность юго-восточной части Восточного Саяна / Отв. ред. В.П. Солоненко.
Новосибирск: Наука, 1975. 134 с.
9. Тектоника и вулканизм юго-западной части Байкальской рифтовой зоны / Отв. ред. Н.А. Флоренсов.
Новосибирск: Наука, 1973. 135 с.
10. Морфотектоника Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1992. 216 с.
11. Флоренсов Н.А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1960.
258 с.
12. Уфимцев Г.Ф. Тектонический рельеф севера Внутренней Азии // География и природные ресурсы. 1995.
№ 2. С. 5-18.
13. Бугаевский ГН. Сейсмологические исследования неоднородностей мантии Земли. Киев: Наук, думка,
1978. 184 с.
14. Щетников А. А., Уфимцев Г.Ф., Сковитина Т.М. Антецедентные долины Южного Прибайкалья //
География и природ, ресурсы. 1997. № 4. С. 86-95.
15. Игнатова Н.В., Кулагина Н.В., Мащук И.М. и др. Песчаный комплекс Тункинской долины//Земная
кора-1996 (Мат-лы науч, сессии геол, секции Ин-та земной коры СО РАН, апрель 1996 г.). Иркутск:
ИЗК СО РАН - ЦАФГИ, 1996. С. 136-138.
16. Замараев С.М. Гравитационный тектогенез в осадочной толще впадины озера Байкал // Круговорот
вещества и энергии в озерных водоемах. Новосибирск: Наука, 1975. С. 418-423.
17. Уфимцев Г.Ф. Рыхлые отложения в деформационном процессе: пример из Байкальской рифтовой зоны //
Докл. РАН. 1996. Т. 351. № 4. С. 517-520.
18. Лукина Н.В. Четвертичные движения по разломам юго-западного фланга Байкальской рифтовой зоны.
Геотектоника. 1989. № 2. С. 89-100.
19. Мишарина Л.А., Мельникова В.И., Балжинням И. Юго-западная граница Байкальской рифтовой зоны по
данным о механизме очагов землетрясений // Вулканология и сейсмология. 1983. № 2. С. 74-83.
Институт земной коры СО РАН Поступила в редакцию
10.06.98
NEOTECTONIC STRUCTURE OF TUNKIN RIFT
G.F. UFIMTSEV, A.A. SCHETNIKOV
Sum m а г у
Tunkin rift is the western flank of Baikal rift zone. It is represented by intermountain depressions and low-
mountainous horst ridges between them. Depressions have Pliocene-Quaternary sediment filling rich of volcanic
material. Northern boundary of the rift is Tunkin normal fault, which appears on the surface as high bench. The horst
ridges are located in the places where this fault changes its direction from N-E to sublatitudinal and conversely.
The socle of Mongol-Siberian belt is characterized by submeridional upheaval in this area, and Tunkin rift is located
on the eastern slope of it. The upheaval is the morphological effect of vertical channel in the astenosphere. This
position of rift forces the lithosphere blocks to move eastward, which in turn determines the structural features of
Tunkin rift and lateral compression in the foci of the eartquakes.
УДК 551.4.332.4:21/235.132
© 2001 г. B.B. ШОЛОХОВ, K.B. ТИУНОВ
О ’’МОРЕНАХ” ХРЕБТА БОЛЬШОЙ БАЛХАН
Более 40 лет назад при проведении среднемасштабной геологической съемки в Кир-
гизском хребте (Северный Тянь-Шань) ниже уровня верхнеплейстоценовых оледенений
была обнаружена крупноглыбовая морена, предположительно отнесенная к среднему плей-
стоцену. Теперь, по прошествии многих лет, ясно, что слагающая ее обломочная тол-
ща-результат многочисленных обвалов вблизи эпицентра сильного землетрясения в этой
87
части хребта (бассейн р. Аспары). На этом примере видно, как сходные по внешним
признакам - составу, условиям залегания - гравитационные накопления легко могут быть
приняты за гляциальные отложения [1].
В течение многих лет Е.И. Селиванов [2-6] пропагандирует идею о широком распро-
странении в Центральной и Средней Азии раннеплейстоценовых оледенений в средне-
высотных горах аридной зоны - там, где следы ледников голоценового и современного
возраста не известны. Эта концепция не нашла поддержки у составителей карты и объяс-
нительной записки четвертичных отложений Центральной Азии [7].
В настоящей заметке мы коснемся оледенения хребта Большой Балхан (Туркменистан),
знакомого нам по многолетним исследованиям. Систематических исследований в Закаспии
Е.И. Селиванов не проводил, но его статьи о проблемах ранних оледенений запада Средней
Азии были опубликованы в "Советской геологии", сборнике "Антропоген Евразии", "Из-
вестиях географического общества", "Проблемах освоения пустынь", "Известиях РАН.
Серия географическая". Некоторые туркменские периодические издания оценили обна-
ружение морен на хребте Большой Балхан как важное достижение. Принятие концепции
Е.И. Селиванова ведет к существенному изменению взглядов на палеогеографию четвер-
тичного периода Средней и Центральной Азии. Сомнения в возможности оледенения
Большого Балхана высказывались Н.Ш. Шириновым и нами [8, 9].
Ввиду краткости наблюдений Е.И. Селиванова на хребте их результаты ограничились
самым общим морфологическим описанием и фотографиями обломочных скоплений. Ана-
литические исследования четвертичных отложений не проводились. Этих материалов,
разумеется недостаточно для серьезных заключений и обоснованных выводов. Что же
касается оледенения и морен в аналогичных по высоте горах Ирана, откуда оледенение
было "прогнозировано" [2, 4, стр. 138] на Большой Балхан, то знакомство с публикацией и
просмотр отдельных аэроснимков по средневысотным горам Ирана вызывают сомнения в
гляциальной природе рельефа и рыхлых отложений на склонах и у подножий горных
сооружений. Можно согласиться лишь с тем, что геомофологический анализ при уста-
новлении генезиса рельефа горных стран до сих пор остается определяющим. Однако
только одновысотное положение обломочных скоплений не может быть веским аргументом
их ледниковой природы.
Перед обсуждением вопроса об оледенении Большого Балхана напомним некоторые све-
дения о геологическом и геоморфологическом строении хребта. Располагаясь в 250-300 км
к северу от наиболее высоких массивов Копетдага, Большой Балхан имеет вид высокого
(1600-1700 м) изолированного кряжа длиной 100 и шириной 30-50 км. Уплощенная вершина
хребта совпадает с наиболее высоко поднятой частью южного крыла одноименной
мегаантиклинали. От подножий до вершины южный склон образован карбонатной толщей
неокома (барремский ярус). В центральной части структуры на абсолютных отметках 1 SO-
SOO м вскрывается легко разрушающаяся терригенная толща юры. Следовательно, хребет
может рассматриваться как крупная полуобращенная морфоструктура. Северный склон
горного сооружения, расчлененный короткими долинами, имеет вид уступа-эскарпа
высотой около 1000 м (подробнее см. [10]). Именно здесь, у подножия эскарпа, на высотах
800 и 1200 м были выделены скопления обломочных пород ("морен") [3]. Во время
среднемасштабной геологической съемки все они были отнесены к аллювиально-
пролювиальным отложениям, а при мощности менее 20 м вообще не наносились на карты.
Неоднократные облеты и полевые маршруты не обнаружили на хребте следов морен и
форм древней гляциальной морфоструктуры, в том числе троговых долин и ледниковых
цирков, которые упоминаются в публикациях Е.И. Селиванова. Эскарп, обращенный к
северу, как выяснилось, осложнен пологими синклиналями. К ним приурочены амфи-
театроподобные расширения верховьев долин рек северного склона, достигающие 2-3 км в
диаметре. Именно они интерпретировались как ледниковые цирки. Такая морфология
долин обычна в аридной зоне на участках, где наблюдается чередование пород, различных
по устойчивости и водоносности. Еще на заре геологического изучения Закаспия Н.И. Анд-
русов при подъеме на Большой Балхан с севера писал, что "долины завалены громадными
глыбами балханских известняков, более чем в человеческий рост..." [11, стр. 54], а при
спуске с хребта он отмечал, что ему пришлось объезжать "огромный горный обвал" (там
же, стр. 65). Во время облетов и на аэрофотоснимках хребта нами были обнаружены
многочисленные скопления обломочного материала явно обвального и селевого
происхождения (рис. 1). Возможность селеобразования здесь подтверждается тем, что при
среднегодовой норме осадков 300-350 мм на Большом Б ал хане бывают годы (один раз в 50-
70 лет), когда их количество превышает норму в 1,2-1,5 раза. Возникновению селей также
88
способствовала высокая раздробленность и, следовательно, проницаемость пород неокома
[12], имеющая, как будет показано ниже, сейсмогенную природу. Селевое происхождение
многих скоплений обломочного материала подтверждается их свежим обликом.
Новые данные о распространении и происхождении обломочных образований были
получены при обследовании южного склона Большого Балхана, где заведомо не могло быть
никаких оледенений. В результате полевых исследований, наблюдений с воздуха, де-
шифрирования аэрофотоматериалов как в долинах, так и на водоразделах, образованных
полого падающими к югу пластами барремских известняков, было обнаружено несколько
десятков обвалов и оползней, спускающихся к подножью хребта. Объемы некоторых из них
достигают многих тысяч кубических метров, реже - нескольких кубических километров
(Тюз-Мерген, Таш-Арват, Шакули, Унбельмес и др.). По пологонаклонному южному склону
Большого Балхана обвально-оползневые массы спускаются к самому подножью до аб-
солютных отметок 150 м (рис. 1).
Как показали наши исследования, обвально-оползневым материалом слагаются низкие
прилавки подножий южного склона хребта. В сторону равнин Межбалханского коридора
(прогиба) они выдвинуты на 0,5-1,0 км и выровнены с поверхности. Размеры прилавков
свидетельствуют о масштабности происходивших обвально-оползневых процессов. Повсе-
местно прилавки сложены глыбами и обломками пород неокома, поэтому на отдельных
участках ранее (в 1952 г.) они были закартированы как коренные выходы неокома.
И.А. Волков [13], обследовавший предгорья в районе родников Унбельмес и урочища
Шакули, отмечал, что прилавки, выровненные с поверхности, возвышаются над предгорной
равниной на 30-50 м и слагаются "неслоистым и несортированным материалом - от размера
глинистых частиц до крупных глыб объемом в десятки, а возможно, и сотни кубических
метров" [13, с. 115]. Он затруднился с определением природы обломочной толщи и времени
выравнивания прилавков. По нашему мнению, столь массовые смещения пород вряд ли
возможны только за счет селевых процессов. Они, видимо, происходили в связи с сильными
сейсмическими воздействиями. На наклонных водоразделах мелких долин в средней и
верхней частях южного склона наблюдаются меньшие по объему и размерам обвально-
оползневые тела, образованные раздробленным и выветрелым материалом барремских
отложений. Морфология этих специфических аккумулятивных тел определенно указывает
на то, что их возникновение обязано процессам оползания дезинтерированного рыхлого
материала и накапливания его в нижних частях склонов в виде гряд и массивов каплевидной
формы с напорным валом в головной части (рис. 2). Подобные тела отмечаются и в
долинах, и на водоразделах. Плоскости их срыва на аэроснимках выделяются светлым
фототоном и хорошо дешифрируются. Не исключено, что эти формы образовались в
периоды значительного увлажнения, но также в связи с сильными сейсмическими воз-
действиями. Обвально-оползневая природа скоплений обломочного материала независимо
от нас подтверждается геологической съемкой м-ба 1 : 50 000. Наиболее крупные обвалы и
оползни в долинах Унбельмес, Ташлы-Дере, Тюз-Мерген сопровождаются массовыми оседа-
ниями, выколами склонов долин и участками дробления коренных пород (рис. 2). Неко-
торые из обвалов-оползней расчленены долинками глубиной 50-80 м, другие располагаются
на "пьедесталах" коренных пород неокома и юры.
Здесь уместно напомнить, что уровень выровненных прилавков южного склона Боль-
шого Балхана (150-120 м) близок по высоте к кровле отложений акчагыльского яруса
плиоцена в предгорьях западной и восточной частей хребта. На предгорных пролювиальных
конусах местами сохранились прибрежно-морские формы регрессивной стадии хвалынского
бассейна (на отметках +46 - +48 м [12-13]).
Таким образом, общий интервал времени образования крупных обвалов и прилавков
южного склона Большой Балхан может составлять чуть больше 1,5 млн. лет. Широкие
масштабы обвально-оползневых явлений на хребте требуют объяснений. Геологические
предпосылки их возникновения более или менее ясны. Во-первых, хребет является активно
воздымающейся структурой на западе Средней Азии. Благодаря этому в 100-150-метровой
толще терригенно-карбонатных пород, бронирующей южный склон хребта, возникают
касательные напряжения вдоль плоскостей напластования. Оползанию и обваливанию в
немалой степени способствовало наличие в толще неокома водоносных горизонтов,
приуроченных к прослоям терригенных пород.
Наконец, как известно, Большой Балхан находится в зоне 7-9-балльных землетрясений
[14-16]. Недавние сильные разрушительные землетрясения (Красноводское - 27.07.1895,
Казанджикское - 05.11.1946) на Большом Балхане сопровождались обвалами и оползнями
[14, 17]. Последние, однако, не изучались и не анализировались, поскольку макросей-
89
\О
о
I____I__I____I___I
0 2 4 6 8
км
Рис. 1. Схема обвально-оползневых образований южного склона хребта Большой Балхан по аэрофотоматериалам
1 - обвалы и оползневые тела, 2 - поверхности “срывов” дезинтегрированных пород, 3 - разрывные нарушения, выраженные в рельефе и активные в четвертичное
время, 4 - разрывные нарушения, намеченные геологической съемкой в отложениях барремского яруса, 5 - долины, 6 - граница распространения бронирующей толщи
барремского яруса, углы падения пород, главный уступ (эскарп) северного склона хребта, 7 - ключевые участки
Рис. 2. Общий вид обвально-оползневого тела у подножья хребта в урочище Унбельмес
91
смические исследования были сосредоточены на равнинах. Некоторые сейсмологи по
инструментальным данным эпицентр Казанджикского землетрясения предполагают у
южных предгорий восточной части Большого Балхана [15, 16, 18]. Впервые составленная
нами по результатам дешифрирования материалов аэрофотосъемки и данным полевых
исследований схема обвалов и оползней горной части кряжа (рис. 1), возможно, позволит
уточнить положение эпицентра этого разрушительного землетрясения.
Не будет также ошибкой утверждать, что обнаружение разновозрастных сейсмически
возбужденных обвалов и оползней выдвигает Большой Балхан в число уникальных по-
лигонов для определения периодичности сильных разрушительных землетрясений в
Закаспии. Скорее всего высокая трещиноватость и общая дезинтеграция пород связаны
здесь с периодически повторяющимися сильными землетрясениями.
Все сказанное выше позволяет заключить, что обнаруженные на Большом Балхане
скопления обломочного материала, встречающиеся в долинах и на склонах хребта, яв-
ляются сейсмовозбужденными обвалами и оползнями, а представления Е.И. Селиванова о
широком развитии раннеплейстоценовых оледенений в средневысотных горах аридной зоны
достоверно не подтверждены. Авторы выражают признательность А.А. Никонову за цен-
ные замечания при подготовке рукописи.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Голоудин Р.И. Опыт логического анализа генетических классификаций четвертичных отложений // Сов.
геология. 1990. № 1. С. 39-45.
2. Селиванов Е.И. Новые данные о древнем оледенении гор Ирана // Изв. ВГО. 1980. Т. 112. Вып. 5.
С. 425-430.
3. Селиванов Е.И. Древние морены Большого Балхана // Сов. геология. 1981. № 2. С. 66-68.
4. Селиванов Е.И. Древние морены Большого Балхана, Копетдага и средневысотных гор Ирана //
Антропоген Евразии. М.: Изд-во АН СССР, 1984. С. 136-141.
5. Селиванов Е.И. Максимальная депрессия снеговой границы в горах аридной зоны Евразии в верхнем
кайнозое И Проблемы освоения пустынь. Ашхабад, 1988. № 2. С. 55-61.
6. Селиванов Е.И. О раннеплейстоценовом (максимальном) оледенении аридной зоны Евразии // Изв. АН
СССР. Сер. геогр. 1991. № 1. С. 110-118.
7. Мурзаева В.Э., Сокольский А.М., Алексеев М.Н. и др. Четвертичная геология Зарубежной Азии. М.:
Наука, 1991. 247 с.
8. Тиунов К.В., Шолохов В.В. О "ледниковых" отложениях на Большом Балхане // Вести. Пермск. ун-та.
1994. Вып. 3. С. 254-257.
9. Ширинов Н.Ш. Морфоструктура и палеогеоморфология Кубадаг-Балханского шовного поднятия
(Западная Туркмения) // Геоморфология. 1997. № 3. С. 99-104.
10. Шолохов В.В., Тиунов К.В., Скотпаренко В.В. Сводово-блоковое строение Большебалханской антикли-
нали по данным геолого-геоморфологического анализа // Геоморфология. 1986. № 2. С. 99-103.
11. Андрусов Н.И. Большой Балхан // Мат-лы для геологии Закаспийской области: Тр. Арало-Каспийской
экспедиции. 1905. Вып. VII. С. 35-81.
12. Мирошниченко В.П., Березкина Л.И., Леонтьева Е.В. Планетарная трещиноватость литосферы (по
материалам аэрокосмических съемок). Л.: Недра, 1984. 216 с.
13. Волков И.А. Очерк строения и история формирования верхнечетвертичных отложений и рельефа
северной части Прибалханского района. Геология Закаспия. Ц Тр. Лаб. аэрометодов АН СССР. 1958.
Вып. 1. С. 104-147.
14. Горшков Г.П. Сейсмотектоника Копетдага. М.: Наука, 1987. 32 с.
15. Резанов И.А. О Казанджикском землетрясении 1946 г. И Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1954. № 2.
С. 130-183.
16. Резанов И.А. Тектоника и сейсмичность Туркмено-Хорасанских гор. М.: Изд-во АН СССР, 1959. 246 с.
17. Луппов Н.П. О Казанджикском землетрясении 5 ноября 1946 г. // Изв. АН СССР. Сер. ФТХ и ГН. 1975.
№ 5. С. 43-47.
18. Саваренский Е.Ф., Линден Н.А., Масарский С.И. Землетрясения Туркмении и Ашхабадское
землетрясение 1948 г. Ц Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1953. № 1. С. 3-16.
Ин-т сейсмологии ОИФЗ РАН, Поступила в редакцию
Пермский госуниверситет 27.09.99
92
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2001
НАУКА ЗА РУБЕЖОМ
УДК 551.4 438.5:631.6
© 2001 г. А.П. ДЕДКОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ РЕАКЦИЯ НА ИЗМЕНЕНИЯ
В ЗЕМЛЕПОЛЬЗОВАНИИ: МЕЖДУНАРОДНЫЙ СИМПОЗИУМ В СЛОВАКИИ
Симпозиум был организован Институтом географии АН Словакии и Ассоциацией сло-
вацких геоморфологов при содействии Комиссии по геоморфологии и изменениям окру-
жающей среды Международного географического союза.
Он состоялся 29 мая - 2 июня в конгресс-центре Словацкой АН в замке Смоленице
в живописном районе Малых Карпат в 60 км северо-восточнее г. Братиславы. В течение
двух дней в замке проходили слушания докладов, два других дня были отданы экскурсиям.
Руководство симпозиумом осуществлялось ведущим словацким геоморфологом М. Станко-
вянским и председателем Международной комиссии нидерландским геоморфологом А. Ай-
месоном.
В симпозиуме приняли участие 75 геоморфологов из 21 страны Европы, Азии, Австралии
и Африки. Самая многочисленная делегация (кроме словацкой) была из Польши (18 участ-
ников). Эти две страны - Словакия и Польша - дали половину всех участников и докладов
на симпозиуме. За ними следует Германия (6 участников), остальные страны имели одного-
двух представителей. Все доклады были распределены по трем проблемам: 1) влияние изме-
нений в землепользовании на ход геоморфологических процессов; 2) эффект антропо-
генного ускорения геоморфологических процессов; 3) подходы к изучению и методы оцен-
ки, моделирование и датировка геоморфологических процессов.
Доклады содержали анализ изменений в землепользовании и их влияния на геоморфо-
логические процессы за различные временные отрезки - от почти всего голоцена до
немногих десятилетий и даже лет. Многовековые и тысячелетние изменения рассмотрены
по различным областям Польши (Б. Баран, В. Зглобицкий), Словакии (М. Станковянский),
Германии (А. Ланг, X. Борк, Н. Престон и др.), Италии (П. Билли и др.). Восточной Маке-
донии (Л. Леспец). Изучению с помощью археологического, радиоуглеродного и термо-
люминисцентного методов датирования подверглись новейшие формы рельефа и отло-
жения - аллювиальные, делювиальные, пролювиальные. Особый интерес вызвали сводные
диаграммы изменения структуры землепользования в Германии начиная с 600 г. н.э.
и в Польше с 1000 г.
В других областях анализ ограничивался последними двумя-тремя столетиями. При этом
наряду с другими методами использовалось сравнение карт разных лет съемки. Таковы
доклады по Австралии (Г. Бриерлей), междуречью Тиссы и Дуная (А. Кертеш, Т. Хузар),
Французским Предальпам (Ф. Тейлефумьер и др.), Силезии (Б. Воскович), Бельгии (Ван
Рамплей) и др. При анализе изменений в XX столетии, особенно в его второй полови-
не, сравнивались аэро- и космические фотоснимки различных лет (3. Климент - Чехия;
Ф. Либолт - Франция; А. Кертеш - Венгрия и др.), определялось содержание в осадках
радиоизотопа цезия (А. Гивати, М. Хасан - Израиль; Г. Янецки и др. - Польша; К. Кашевая
и др. - Япония; П. Овенс и др. - Шотландия; Н. Престон - Германия и др.).
В докладах рассматривались самые разные изменения в землепользовании: обезлеси-
вание, увеличение пахотных земель, смены техники земледелия и с/х культур, ирригация,
93
создание прудов, прирусловых дамб, мостов и других сооружений, туризм и лыжный спорт
в горах. Они находили адекватное отражение в изменениях объема и режима водного стока,
интенсивности почвенной, овражной и русловой эрозии, делювиально-пролювиально-
аллювиальной аккумуляции в речных долинах, активизации склоновых процессов, дефор-
мациях русел рек, увеличении твердого речного стока.
В холмистой местности Словакии площади современной эрозии на пашне в 5-6 раз
превосходят площади аккумуляции (И. Собоска, П. Ямбор). В малом речном бассейне
Центральной Японии с помощью Cs-137 установлено, что около 60% продуктов эрозии
аккумулируется в пределах этого бассейна (К. Кашевая и др.). Использование радио-
изотопов цезия и углерода позволило установить значительное антропогенное усиление
пойменной аккумуляции в предгорьях Судет (К. Климек), Шотландии (П. Овенс и др.),
востока Русской равнины (А. Дедков и др.). Нидерландские исследователи (Р. Коппус) вы-
явили геоморфологическую реакцию на пастбищное скотоводство в Боливии, бельгийские
(В. Ванакер и др.) рассмотрели геоморфологические процессы на орошаемых землях
семиаридной области Эквадора. Многолетняя ирригация существенно изменила физико-
химические свойства почв Судана (Е. Еллиас, Ф. Алайли).
Различные мнения высказаны о влиянии на эрозионные процессы коллективизации
сельского хозяйства в ряде стран Центральной Европы (1950-1990 гг.). 3. Климент (Прага)
установил, что в северо-западной Чехии при коллективизации эрозия возросла с 10 до
25 т/га в год. Причинами служат увеличение пахотных площадей, экспансия хмеля, рас-
пашка вниз по склону. М. Лехотски (Братислава) в докладе и на экскурсии также отнес
к этому этапу значительное усиление эрозии и делювиально-пролювиальной аккумуляции.
Однако И. Ханушин (также из Братиславы) считает такой взгляд упрощенным и приводит
факты, указывающие на ослабление эрозии при коллективизации. Венгерские исследо-
ватели (А. Кертеш, Т. Хузар) считают геоморфологический эффект реприватизации после
смены режима в 1989 г. пока не установленным.
Подавляющее большинство докладов характеризовало геоморфологическую реакцию на
все усиливающуюся деградацию и антропогенизацию природного ландшафта. И лишь в двух
докладах из Польши рассматривался обратный процесс - влияние депопулизации и уве-
личения лесистости. И. Лях и В. Выжга из Кракова отметили значительное сокращение
населения после 1940 г. в бассейне верхнего течения р. Вислоки, правого притока Вислы,
в связи с чем возросла лесистость с 30% в 1938 г. до 67% в 1990 г., сократились пахотные
земли и выпас скота. Следствием явилось увеличение жидкого стока и уменьшение твер-
дого, врезание русла почти на 2 м и формирование новой поймы, превращение старой
в надпойменную террасу. Этому способствовало и увеличение атмосферных осадков в 1965-
1980 гг., но и после, при уменьшении осадков, продолжалось увеличение стока воды.
В лёссовой области юго-восточной Польши даже небольшое увеличение лесистости (с 7,5 до
10,2%) отразилось на сокращении активности экзодинамических процессов (Б. Баран,
В. Зглобицкий).
В ряде докладов рассмотрено влияние экстремальных ливней на экзодинамику в лесных
и на земледельчески освоенных землях. В лесных областях такие ливни усиливают русло-
вые деформации и оползневые процессы (М. Байгер - Ковальска - флишевые Карпаты;
Т. Гладе - Новая Зеландия; И. Цеховски - Бескиды). На пахотных землях резко возрастает
почвенная и линейная эрозия и ее интенсивность становится сопоставимой с деятельностью
солифлюкции в перигляциалах плейстоцена (Г. Яницки и др.; Л. Гаврищак и др. - Южная
Польша).
Оползневые процессы в лесных областях более активны, чем в безлесных (Т. Гладе -
Нов. Зеландия; А. Дедков и др. - Поволжье). Лишь И. Мальгот и Ф. Баляк отмечают в Сло-
вакии образование оползней при обезлесивании. Однако их материалы свидетельствуют
скорее о процессе отседания склонов, нежели о типичных оползнях. Р. Синх (Индия)
полагает, что в Гималаях на оползневые и другие процессы влияют не только деятельность
человека, но и землетрясения.
От России (и всех стран СНГ) на симпозиуме были представлены лишь два доклада
геоморфологов Казанского университета. В одном из них рассматривалась геоморфо-
логическая реакция на развитие земледелия на востоке Русской равнины (А. Дедков,
С. Курбанова, В. Мозжерин, Б. Петров). Вырубка лесов и распашка земель вызвали значи-
тельное перераспределение поверхностного и подземного стока, что в неодинаковой сте-
пени отразилось на всех без исключения экзодинамических процессах. Второй доклад был
посвящен зависимости речного стока наносов от площадей водосборов и их земледель-
ческой освоенности (А. Дедков, М. Мартьянова, В. Мозжерин). Было показано, что обрат-
94
ная зависимость модулей стока наносов от водосборных площадей, до последнего времени
считавшаяся главной, в умеренном поясе типична лишь для земледельчески освоенных
территорий. Столь же закономерна прямая зависимость, характерная для естественных
и слабо измененных ландшафтов. На симпозиум были также представлены и опубликованы
написанные по кавказской тематике тезисы Д. Лилиенберга (Москва) и В. Бойнагряна
(Ереван), однако их авторы в симпозиуме не участвовали.
Обсуждение тем симпозиума продолжилось на различных объектах двухдневных экс-
курсий. В первый день маршрут охватил холмистое предгорье Малых Карпат. Основные
темы - эволюция овражной сети и активизация эрозии на этапе коллективизации.
Для обозначения овражных форм использовался английский термин gully, что обычно
переводится как овраг. Однако такой перевод не точен. Это не только овраг в российском
понимании, но и балка, образовавшаяся из прошедшего полный цикл развития оврага
в результате его зарастания. Все gully, которые мы видели, представляют собой такие
балки. Они или расчленяют склон первично, или же, как и всюду в Европе, врезаны
в днища мульдообразных плейстоценовых балок-деллей. Расчленение таких форм на соб-
ственно овраги с обнаженными склонами и их производные - молодые балки с задерно-
ванными склонами, как это принято в России со времени В.В. Докучаева, здесь отсутствует.
Возможно, это связано с тем, что настоящих оврагов в этой местности почти не осталось;
во время экскурсии мы не видели ни одного. Анализ карт различных лет показывает, что
овраги в этом регионе появились после обезлесивания между 1782 и 1882 гг., затем путем
описанной В.В. Докучаевым и С.С. Соболевым эволюции превратились в молодые балки.
По данным местных исследователей, кое-где на распаханных склонах появляются "эфе-
мерные" gully - промоины и рытвины, но им, очевидно, не дают возможности превратиться
в настоящие овраги.
Маршрут второго дня экскурсий охватил Придунайскую аллювиальную низменность.
Основной темой явилась динамика русел Дуная и его притоков. Очень интересны резуль-
таты археологических и геоморфологических исследований в нижнем течении левого при-
тока Дуная р. Ваг. Русло этой реки в плейстоцене и голоцене под влиянием тектонического
перекоса испытывало неуклонное смещение влево, на восток. Вслед за отступавшим руслом
продвигались на восток поселения - от палеолита и мезолита к бронзовому веку, раннему
средневековью, XI-XIII столетиям.
Очень динамично меандрирующее русло Дуная. У Братиславы средняя величина боковой
эрозии на излучине главного русла 9-12 м/год, на рукаве Малого Дуная - 1-3 м. В эти
процессы все в возрастающей степени вмешивается человек, и близ с. Бодики главное русло
Дуная искусственно спрямлено и зашлюзовано.
Симпозиум был проведен на высоком организационном и научном уровне. Он отразил
одну из важнейших тенденций современного развития геоморфологии, выражающуюся в ее
все усиливающейся экологизации. Автор выражает глубокую благодарность Экологиче-
скому фонду Республики Татарстан, при поддержке которого осуществилась поездка в Сло-
вакию. Посещение Южной Словакии представляло для автора особый интерес, ибо ему
довелось в январе - апреле 1945 г. участвовать в боях, завершившихся освобождением
Братиславы.
УДК 551.4.435.11(282.243)
© 2001 г. Г.А. ПОСТОЛЕНКО
НОВОЕ В ПОЗНАНИИ ФЛЮВИАЛЬНОГО ПРОЦЕССА1
Предлагаемая вниманию читателей книга Маргрет Хойсинк посвящена изучению
влияния климата и изменяющихся под его воздействием компонентов ландшафта на
флювиальный процесс. В ней подводится итог исследований этой проблемы на ключевых
1 Margriet Huisink. Changing river styles in response to climate change. Examples from the Maas and Vecht
during the Weichselian Pleni- and Lateglacial. Amsterdam. 1998. 127 c.
95
участках в долинах двух рек Нидерландов - Мааса и Оверайхзельше-Вехт, привлекается
материал по долинам других равнинных рек Среднеевропейской равнины, а также
рассматривается состояние этой проблемы и верифицируются и уточняются модели связи
климатических изменений и изменений речной деятельности, предложенные в последнее
десятилетие в западноевропейской научной литературе. Кроме того, цель автора - даль-
нейшее изучение природы внутренних порогов, независимых от климатических изменений.
Интересна книга и с методической точки зрения. Она содержит 5 статей, объединенных
введением, заключением и итоговым обсуждением всех материалов.
Работа была выполнена в департаменте четвертичной геологии и геоморфологии фа-
культета наук о Земле университета Врих в Амстердаме. Необходимость этого
исследования возникла из-за мощных наводнений, наблюдавшихся в 1993 и 1995 гг. в долине
Мааса, а в 1997 г. по всей Европе. Кроме того, автор подчеркивает, что сходство флю-
виального развития многих долин северо-запада и центра Среднеевропейской равнины
указывает на важность колебаний климата как спускового механизма флювиальных
изменений. Из всех возрастающе сложных моделей, появившихся в последние годы для
объяснения взаимосвязи климатических и флювиальных процессов, предложенная Дж. Ван-
денберге (куратор данного проекта) в 1993 г. и 1995 гг. нелинейная модель (подробнее о ней
несколько позже) представляется автору книги наиболее полной.
Долины рек Маас и Оверайхзельше-Вехт различны по размерам и развиваются в разных
тектонических, но одинаковых климатических условиях, что позволяет оценить влияние на
флювиальную деятельность как региональных, так и локальных факторов. Площади бас-
сейнов этих рек различаются на порядок (Маас - ЗЗООО км2, Вехт - 3700 км2). Кроме того,
истоки Мааса располагаются в Арденнах и река пересекает несколько тектонически актив-
ных горстов и грабенов. Долина Вехта целиком располагается в пределах низменности.
Наибольшее внимание уделено четырем периодам климатических изменений, которые
охватывают последнюю часть вейхзельского оледенения, позднеледниковье и переход к
голоцену. При анализе использованы хорошо документированные и датированные мате-
риалы других авторов по реконструкции климата и растительности этого периода в
Нидерландах. Фактический материал был получен в результате двухлетних полевых работ в
долине Мааса: мощности отложений установлены по результатам ручного бурения, а
структура отложений изучалась на небольших обнажениях и в неглубоких (до 3,5 м)
шурфах. Морфология террас и речных русел разных генераций анализировалась по то-
пографическим картам м-ба 1 : 10000. Для оценки влияния тектонической активности
уклоны палеодолин определялись с помощью множественного регрессионного анализа.
Количество эродированного, аккумулированного и переработанного материала, мощности
отложений и высоты террас были рассчитаны с помощью ГИС и использовались как
индикаторы динамики реки. Характер речной сети Мааса и количество переработанного
аллювия в различные периоды послужили критериями определения энергии реки, а также
роли строения поймы для величины последующего врезания.
В книге приводятся геоморфологические карты ключевых участков в м-бе 1 : 167000, по
3 геолого-геоморфологических поперечника для каждой долины, палеогеографические
схемы, содержащие кривые изменений годовых и июльских температур, качественные
кривые изменения мерзлотных условий, расходов воды и твердых наносов, а также типов
речного русла.
Изученный 30-ти километровый участок долины р/Маас располагается в грабене Венло.
Общая ширина долины составляет около 12 км. Ширина современной поймы достигает 2 км,
мощность рыхлых отложений по данным бурения - до 13 км.
На этом участке хорошо развиты 5 террас: среднеплейстоценовая, позднепленигля-
циальная, 3 позднеледниковых и голоценовое днище. Относительная высота поймы над
урезом - 2-3,2 м, превышения в пределах ее поверхности составляют 0,8 ми 1,7 м. В южной
части участка превышение первой террасы над поймой составляет 5 м, в северной - кровля
голоценовых отложений лежит на уровне кровли поздне ледниковых. Следует отметить, что
все доголоценовые террасы имеют абсолютную высоту около 10 м и их гипсометрические
взаимоотношения укладываются в величины колебаний высот в пределах каждой террасы.
Поэтому, следует считать, по-видимому, что все рассуждения автора скорее относятся к
геологическим телам, чем к формам рельефа. В геоморфологическом аспекте это единая
терраса, но отличительной морфологической чертой участков, трактуемых как разные
террасы, является разная форма фрагментов древних русел.
Ключевой участок долины р. Вехт по параметрам и характеру полевого обследования
сходен с участком в долине р. Маас. Но здесь обнаружена 1 позднеледниковая терраса. Из-
96
ложение материала не привязано к террасам, а ведется по стратиграфической после-
довательности накопления осадка с характеристикой его структурно-текстурных особен-
ностей. Последние интерпретируются согласно классификации Ван Хойстедена, опубли-
кованной в 1990 г., которая основана на значительно меньшем материале: 2 скважины
глубиной до 14 м, два поперечных профиля со скважинами ручного бурения глубиной до
7 м, небольшие обнажения позднеледниковых осадков и георадарные данные.
Флювиальная деятельность Вехта изучена для отрезка времени от раннего плени-
гляциала до голоцена. В позднем ледниковье - голоцене эта долина испытывала изменения,
сходные с Маасом. Общая ширина пленигляциального днища Вехта составляет 9-15 км. В
позднеледниковье долина была вложена в узкое днище, максимальная ширина сохра-
нившихся фрагментов его составляет 1 км, максимальная ширина голоценовой поймы
1,8 км. Отложения позднеледниковья-голоцена на приведенных профилях занимают до 1,6-
1,8 км ширины днища долины. Поверхность голоценовой поймы лежит на 2 м ниже кровли
позднепленигляциального аллювия. Аллювий ее вложен в более древние осадки, в том
числе и в позднеледниковый аллювий, кровля которого залегает на тех же отметках, что и
пленигляциальные осадки. Мощность позднеледникового аллювия составляет 5,5 м, а
мощность голоценового аллювия - 3,5 м.
На основе сопоставления возраста осадков, их положения в долине и структурно-
текстурных характеристик автор выделяет в деятельности рек следующие фазы. В течение
первой части среднего пленигляциала малоэнергичная река Вехт отложила толщу поймен-
ных осадков. Отсутствие осадков баров, наличие вложенных в расщелины песков и низко-
энергетические условия могут указывать на аккумулирующую реку. Между 41 и 36 тыс. л. н.
активизировались эрозионные процессы, увеличилась энергия реки, но река еще не
обладала энергией фуркирующего потока, т.к. присутствуют тонкозернистые пойменные
отложения, преобладают залегающие плащеобразно однородные осадки, а не гетерогенные
наносы баров и русел. Это говорит о том, что боковая эрозия русла не была активной.
Флювиальная система этого времени, возможно, сравнима с эфемерно-аккумулирующей
песчаные осадки рекой, как установлено Мол в 1997 г. в восточной Германии в осадках того
же возраста. В долине Мааса осадки этого возраста не обнаружены возможно потому, что
они были уничтожены в начале позднего пленигляциала.
Переход к наиболее холодной части вейхзельского оледенения - позднему пленигляциа-
лу - отмечен в долине Вехта четкими изменениями в характере русла - от латерально
неактивного, умеренно энергичного к фуркирующему, высоко энергичному. В течение
позднего пленигляциала превалировали накопление материала и его переработка. Во
второй половине этого периода в обеих долинах началась эоловая аккумуляция. Обе реки
становились все менее энергичными, и, хотя еще и фуркировали, но занимали меньшую
часть поймы, а покинутая часть поймы покрывалась эоловыми песками.
Условия седиментации изменились в начале более теплого и влажного позднелед-
никовья. Обе реки начинают врезаться и фуркирование сменяется меандрированием. Этот
процесс продолжался вплоть до формирования в аллереде единого русла, мигрировавшего
латерально. Реконструкции в долине Вехта показывают, что максимум его врезания близок
к 11,3 тыс. л. н. Здесь также происходят сходные изменения в характере поведения реки -
переход от фуркации к меандрированию. Обе реки прореагировали на позднедриасовое
похолодание сначала врезанием, а затем аккумуляцией в фуркирующей речной системе.
Затем эти реки изменили стиль с фуркирующего на меандрирующий в начале голоцена, при
этом в начале голоценового потепления произошло врезание, а затем уже седиментация.
Степень энергии реки автор обосновывает также и на расчетных количествах
переработанного материала. В голоцене Маас переработал значительно меньше материала,
чем в позднеледниковье. После фазы врезания в начале голоцена имела место наибольшая
аккумуляция, проявившаяся по всей сети. Меандрирование голоценового Мааса было
заметно менее динамичным, чем в аллереде, что связано с уменьшением водности и энергии
потока: в голоцене расходы стали намного более регулярными и меньшими по величине.
Сходство изменений в деятельности Мааса и Вехта с деятельностью многих равнинных
рек западной Европы, установленных другими исследователями, привело автора к заклю-
чению, что эти изменения сопровождались и наиболее вероятно, являются результатом
климатически инициируемых изменений в соотношении расходов воды и наносов. Этот
вывод подтверждается изучением тектонической активности в долине р. Маас. Автор при-
ходит к выводу, что проявления тектоники не были существенными для седиментации и
морфологических процессов. Характер флювиальной деятельности в долине не зависит от
участков с ббльшими или мёньшими градиентами тектонической активности. Изменение
97
уклона прослеживается на двух террасах, что связано с локальной тектонической актив-
ностью в грабене Венло - здесь русла более глубоко врезаны, но характер реки не изменен.
Вдобавок, меандрирующий в аллереде и фуркирующий в позднем дриасе Маас имел
сходный уклон поймы (23,5 и 25,4 см/км), но разные типы русел. Это указывает на то, что
характер русловых процессов в долине Мааса определяется не уклонами. Таким образом,
тектонически обусловленные изменения уклона днища Мааса не заставляют Маас изменить
тип русла и значительно врезаться. Это свидетельствует также о том, что тектоническая
активность, локально влияя на глубину врезания, имеет минимальное значение при
формировании террас.
Влияние уровня моря на эрозионные фазы также исключается, поскольку в исследуемый
период он был на 100 м ниже современного, а береговая линия, соответственно, отстояла
очень далеко. Автор подчеркивает, что исключение таких факторов, как влияние уровня
моря и тектоническая активность, по-видимому, делает наиболее важными климатические
изменения.
Сопоставляя собственные результаты с моделью Дж. Ванденберге, опубликованной в
1993 и 1995 гг., Маргрет Хойсинк вносит ряд уточнений. Согласно Дж. Ванденберге, в
нелинейной модели основной причиной изменения характера флювиальной деятельности
считается изменение соотношения расходов воды и наносов в связи с колебаниями климата.
Врезание преобладает в довольно короткие интервалы, когда происходят изменения
климата. В начале холодного периода испарение уменьшается, что ведет к увеличению
стока, а растительность еще сохраняется прежней, что обеспечивает стабильность грунтов.
Возрастающая водность реки является причиной начала ее врезания. Когда растительный
покров нарушается, увеличивается поступление наносов в русло и начинается аккумуляция.
В начале теплого периода также начинается врезание, поскольку увеличивается плотность
растительного покрова, стабилизирующего грунты, и уменьшается поступление наносов.
Маргрет Хойсинк придает значение скорости становления и деструкции растительного
покрова, отражающей резкость климатических изменений. По ее мнению, как только
растительность начинает защищать поверхность, начинается врезание, и оно прогрессирует
по мере формирования все более плотного растительного покрова (предпочтительно с
деревьями), который обеспечивает устойчивость берегов и грунтов. Максимальная глубина
врезания достигается, когда растительность превращается в плотный лесной покров. Время,
требующееся на развитие такого покрова, различно: в начале позднеледниковья этот
процесс занял около 1000 лет, в то время как в начале голоцена развитие шло быстрее.
Сочетание более регулярных расходов в голоцене с большей влагоемкостью грунтов объяс-
няет, почему переходная фаза между фуркированием и меандрированием наблюдалась в
позднеледниковье, но отсутствовала в голоцене. Таким образом, роль растительности, по
мнению М. Хойсинк, более значительна, чем считал Дж. Ванденберге.
Вторая поправка Маргрет Хойсинк заключается в оценке характера реакции рек на
потепление и похолодание. Врезание в начале похолодания резкое и относительно сильное,
как видно по реакции Вехта и Мааса в позднем дриасе и Хаселло-стадиале. Разная реакция
может быть объяснена темпами и характером становления растительности. Время, тре-
бующееся на развитие растительности в начале потепления различно. Оно может занять
достаточно длительный период на обнаженной поверхности, как в начале поздне-
ледниковья, когда максимум врезания был достигнут Маасом почти 1000 лет спустя после
собственно потепления. Отклик на похолодание всегда более быстрый, что объясняется
внезапным изменением в характеристиках расходов, проявляющихся в соотношении между
количеством наносов и водностью; за быстрой деструкцией растительного покрова следует
врезание.
Обращаясь к проблеме природы внутренних флювиальных пороговых ситуаций,
М. Хойсинк, вслед за Дж. Ванденберге, считает, что реки реагируют на климатические
изменения только тогда, когда внутренние пороги превышены. Важнейшим фактором,
определяющим изменения во флювиальных процессах, является растительный покров на
пойме и междуречьях. По мнению автора, климатические изменения, которые не имеют
значительного влияния на растительность, не отражаются и во флювиальном процессе.
Изотопно-кислородная кривая Гренландского ледникового щита указывает на су-
ществование множества теплых и холодных периодов в среднем пленигляциале, которые,
однако, не сопровождались изменениями ни в растительном покрове, ни во флювиальной
деятельности. Холодный период в среднем пленигляциале - Хаселло-стадиал - имел зна-
чительное влияние на растительный покров: произошла его деструкция на поймах и,
вероятно, на междуречьях. В развитии Вехта он проявился фазой врезания. Некоторые
98
климатические изменения были так значительны (например, в начале позднего пленигля-
циала, позднеледниковья и голоцена), что флювиальный отклик на них фиксируется в
строении долин почти всех рек Среднеевропейской равнины. Другие климатические
изменения или коротки, или недостаточно сильны (начало Хаселло-стадиала и поздний
дриас), так что пороговая ситуация была пройдена не на всех реках.
Сравнение Вехта и Динкеля (приток Вехта в верхнем течении) показывает, что только
Вехт изменил стиль своих флювиальных процессов в ответ на похолодание Хаселло-
стадиала. Эрозионная фаза около 40 тыс. л.н. опознаваема в обеих долинах, но подт-
верждения изменений в сторону более энергичной флювиальной деятельности в долине
Динкель не было найдено. Очевидно, пороговая ситуация была преодолена только в долине
Вехта, но не в верхнем течении долины Динкель. Объяснение этого явления состоит в том,
что пороги связаны с размерами бассейна стока. Бдльшая площадь бассейна Вехта обус-
ловила большие площади отложения эоловых песков и, таким образом, большее
количество поступавших наносов. Доказательства низкой энергетической активности сред-
непленигляциального Мааса не были обнаружены, т.к. либо аллювий этого времени был
уничтожен в позднем пленигляциале, либо потому, что Маас оставался фуркирующим. Мол,
в работе 1997 г., суммировавший данные о типах рек на равнинах Европы, отметил
низкоэнергетическую или эфемерную аккумуляцию в фуркировавших в среднем пле-
нигляциале реках.
Фактор уклона долин и размера зерен аллювия, как полагает автор, не должен играть
важную роль в превышении пороговых ситуаций, что хорошо видно на примерах Мааса и
Вехта. Изменение деятельности Мааса в позднеледниковье не было предопределено изме-
нением уклона долины. Контрастирующие типы рек, такие, как высоко извилистая река в
аллереде и фуркирующая в позднем дриасе, имели сходные уклоны. Более того, местные
увеличения уклонов, такие, как на террасе беллинг, где уклон возрос с 28 до 40 см/км, не
проявились в изменении типа реки. Далее, Вехт изменил свой тип около 40 тыс. л.н.,
а Динкель нет, хотя размерность аллювия в обеих долинах была сходной. Маас и Вехт
показывают сходное развитие с позднего пленигляциала до голоцена, хотя средняя круп-
ность материала Мааса сравнительно более грубая.
Рассмотренные в книге палеогеоморфологические и палеопотамологические исследо-
вания очень ценны для познания флювиального процесса. Следует отметить, что в целом
картина изменения типа седиментации в позднеледниковье в исследованных двух долинах -
формирование констративной, затем перстративной толщ, сменяющееся эрозионным
врезом - подтверждает представления геоморфологов и геологов-четвертичников советс-
кой школы о динамических фазах формирования аллювиальных свит.
В то же время, исследование носит больше геолого-седиментационную направленность,
чем геоморфологическую, поскольку автор почти не касается морфологических резуль-
татов деятельности русел и, констатируя аккумуляцию или врезание, не указывает на ранг
откликов речной сети и масштабы образующихся форм рельефа. Надо отметить, что
приведенный фактический материал не свидетельствует о существенном врезании речных
потоков в ответ на потепление. На протяжении всего позднеледниковья происходила, судя
по условиям залегания разновозрастных толщ на приведенных разрезах, аккумуляция,
которая в аллереде сменилась перстративной фазой развития реки. Поэтому выделение в
долине Мааса трех позднеледниковых террас вызывает недоумение, поскольку на при-
веденных профилях, где вертикальный масштаб превышает горизонтальный в 100 раз,
поверхности всех этих террас образуют единый уровень, а различия в высотах между ними
лежат в пределах относительных высот микрорельефа. Пойма имеет четко выраженное
вложение голоценовой толщи аллювия в гипсометрически более низкую поверхность,
ограниченную четким уступом. В сущности именно так трактует автор строение долины
Вехта, где практически все отложения, образующие позднеледниково-голоценовую поверх-
ность, техногенно нарушены, относительные превышения незначительны - нет того
микрорельефа, что в долине Мааса. В то же время, пойма морфологически четко выраже-
на - она располагается на 2 м ниже позднеледниковой поверхности и имеет ширину около
1,5 км. Ее аллювий вложен в позднеледниковый и пленигляциальный. Залегание же
отложений позднеледниковья носит характер констративного и (или) перстративного
аллювия. Такое же залегание имеет позднеледниковый аллювий в долине Мааса - это на-
стилаемый аллювий, седиментация которого носит чешуйчатый характер. В сущности
именно это и вычитывается из рисунков автора, графически изображающих изменения
флювиального типа во времени. Это означает, что существенное углубление долины и
кардинальная перестройка ее рельефа произошли на рубеже холодной и теплой эпох, в
99
сухую климатическую эпоху оформилась цикловая терраса и начало формироваться новое
днище. Река углубилась столь значительно, что даже за время в 3 раза превышающее
позднеледниковье, она не заполнила вреза, а сформировала новое днище. Автор не говорит
о времени этого углубления долины и не отмечает его отличие от тех эфемерных врезов в
беллинге и аллереде, результаты которых нивелировались одновременной аккумуляцией.
Наиболее важный процесс в долине в это время, судя по тексту - формирование эоловых
отложений, постепенность перехода аллювиальных отложений в эоловые в аридных
условиях позднего дриаса, резкое сужение днища, в пределах которого работает река.
По данным геологически полных аллювиальных разрезов известно, что именно в сухую
климатическую эпоху, при переходе от холодного к теплому полуритму, в пограничное
между климатическими ритмами время, формируется тот врез в долинах, благодаря
которому морфологически оформляются цикловые террасы. В представленной работе
такие условия были в позднем дриасе и на это время приходится существенное углубление
долины. Об этом свидетельствует то, что аллювий этого возраста отсутствует в долине, а
голоценовый аллювий лежит значительно ниже позднеледникового.
Другим недостатком работы представляется то, что автор не придает должного значения
аридности (или влажности) климата. Указывается на развитие в долинах в аридных ус-
ловиях эоловых процессов, сокращение расходов воды, существенное сужение поймы
(большая ее часть занимается эоловыми песками), снижение энергии русла, остающегося
фуркирующим. Автор не учитывает, что в это время не только меняются расходы воды и
наносов, но и сам характер паводков, не выходящих, по-видимому, за пределы русла и
имеющих полукатастрофический (полуселевой) характер, эрозионная деятельность
которых значительно более высока. По нашим данным, флювиальная деятельность более
тесно увязывается с показателями влагообеспеченности, чем с теплообеспеченностью. И в
противоположность утверждению М. Хойсинк, в период господства лесной растительности,
т.е. в максимум влагообеспеченности, происходит накопление аллювия и расширение
днища. Формируются относительно тонкие осадки в аллювиальной свите, что соответствует
типу выветривания, господствующему в этот период. Именно в этих осадках наиболее
полно фиксируются спорово-пыльцевым анализом климато-ландшафтные характеристики,
что свидетельствует и об относительной непрерывности седиментации.
Некоторые разночтения, вероятно, были бы сняты, если бы автор объяснила имеющиеся
различия в масштабах ритмики изменений. Кратковременные колебания, укладывающиеся
в известные потепления и похолодания, проявляются, вероятно, в изменениях такого ранга,
которые при современной детальности исследований, не могут быть обнаружены в
аллювии.
В целом же, рассмотренное исследование обогатило наше знание типов русловой дея-
тельности равнинных рек для позднеплейстоценовых и голоценового хронологических
интервалов, а также важно для понимания характера связи флювиального процесса с кли-
матом. Оно представляет для геоморфологов многоплановый интерес, не только тео-
ретический и методический, но и информационный, дающий представление о состоянии
изученности этой проблемы в западноевропейской науке.
100
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2001
ЮБИЛЕИ
Александр Петрович Рождественский
(к 80-летию со дня рождения)
18 августа 2000 года исполнилось 80 лет со дня рождения известного геолога и геоморфолога Александра
Петровича Рождественского, главного научного сотрудника Института геологии Уфимского научного центра
РАН, доктора геолого-минералогических наук, профессора, заслуженного деятеля науки Республики
Башкортостан, почетного члена Русского географического общества.
После окончания Геолого-почвенного факультета Саратовского университета в 1941 г. А.П. Рожде-
ственский работает геологом в Нижне-Волжском,геологоразведочном тресте Наркомата нефтяной про-
мышленности СССР, а в 1944 г. переходит на кафедру общей геологии Саратовского университета, где
проходит путь от аспиранта до доцента и кандидата геолого-минералогических наук. Одновременно он про-
водит геолого-съемочные и тематические работы в Отделе общей геологии НИИ геологии СГУ, участвует
в исследованиях связи современного рельефа с тектоникой на Саратовском правобережье Волги, организо-
ванных и проведенных под руководством профессора Г.В. Вахрушева. Эти работы определили направление
последующей научной деятельности А.П. Рождественского: он посвящает себя изучению теоретических,
региональных и прикладных вопросов структурной геоморфологии, морфоструктурного анализа и новейшей
тектоники.
С 1952 г. по настоящее время А.П. Рождественский работает в Башкирии, в Институте геологии
Уфимского научного центра Российской академии наук (бывш. Башкирский филиал АН СССР). Он является
одним из организаторов и научным руководителем исследований института в области геоморфологии и
новейшей тектоники. В 1967 г. успешно защищает докторскую диссертацию на тему "Новейшая тектоника
и развитие рельефа Южного Приуралья", в 1976 г. ему присвоено звание профессора.
Под руководством и непосредственном участии А.П. Рождественского разработаны комплекс геоморфо-
логических индикационных показателей проявления новейших вертикальных движений земной коры и гео-
морфологические методы поисков тектонических структур на нефтеносных землях Западной Башкирии,
проведено изучение структурно-геоморфологических особенностей Волго-Уральской области и Южного
Урала, голоценовых и современных движений земной коры, масштабов проявлений новейшей тектоники и ее
рельефо- и структурообразующей роли. В круг его научных интересов входят вопросы геоморфологического
картографирования и составления карт новейшей тектоники. Им проведены исследования, позволившие
проследить историю развития рельефа Южного Урала и сопредельных территорий в мезозое и кайнозое с
триасового по четвертичный период включительно, а также палеогеоморфологических условий
формирования кор выветривания Южного Урала и связанных с ними месторождений бурого железняка.
В содружестве с геологами и геоморфологами ВНИГНИ, отраслевыми научными и производственны-
ми учреждениями Башкирии А.П. Рождественский изучал роль палеогеоморфологических обстановок
в формировании нефтяных месторождений и ловушек Волго-Уральской области и Южного Приуралья.
На восточном склоне Южного Урала он с сотрудниками исследовал озерные котловины в Учалинском
районе, проводил геоморфологическое и морфоструктурное картографирование золотоносных районов,
составлял практические рекомендации по поискам россыпных месторождений; в Иргизском районе Запад-
ного Казахстана проводил геоморфологические наблюдения в районе Жаманшинского метеоритного кра -
тера; занимался изучением роли новейшей тектоники в карстовых процессах и формировании минеральных
ресурсов гипергенного типа Башкирии.
Его научные интересы в последнее время в основном сосредоточены на проблеме происхождения и
механизма образования современных Уральских гор. Он последовательно развивает концепцию моло-
дости рельефа Урала, рассматривает Уральский горный пояс как внутриконтинентальный новейший
101
эпиплатформенный ороген, созданный дифференцированными вертикальными движениями неогенового и
четвертичного времени.
Научные труды А.П. Рождественского пользуются широкой известностью. Им опубликовано более
250 работ, в том числе несколько монографий. Он является соавтором и ответственным редактором книг
"Геоморфология и новейшая тектоника Волго-Уральской области и Южного Урала" (1960), "Проблемы
палеогеоморфологии" (1970), "Методика палеогеоморфологических исследований нефтегазоносных областей
СССР" (1985), соавтором ряда общесоюзных и уральских неотектонических и геоморфологических карт,
морфоструктурной карты Урала и др. Под его руководством и авторском участии составлен первый Атлас
Башкирии (1 издание - 1976 г., 2 - 1992 г.). Под редакцией А.П. Рождественского опубликована серия
научных сборников Института геологии по вопросам геологии, геоморфологии и новейшей тектоники Урала,
Поволжья и др. Исследования А.П. Рождественского представляют ценный вклад в изучение новейшего
этапа геологического и геоморфологического развития Волго-Уральской области и Урала.
Необходимо отметить большую научно-организационную деятельность юбиляра. По его инициативе
было созвано первое региональное совещание геоморфологов и неотектонистов Волго-Уральской области и
Южного Урала (Уфа, 1959), результатом которого явилось создание в 1960 г. Межведомственной комиссии
по координации геоморфологических и неотектонических исследований Урала и Поволжья, возглавлявшейся
А.П. Рождественским. Были проведены большие коллективные работы по составлению геоморфологи-
ческих и неотектонических карт Уральского и Поволжского регионов и др.
А.П. Рождественский - один из организаторов проведения первого Всесоюзного палеогеоморфологи -
ческого совещания - VI Пленума Геоморфологической комиссии АН СССР (Уфа. 1967), с 1970 по 1990 гг. он
состоял членом редколлегии журнала "Геоморфология", а с 1966 по 1992 гг. был председателем Баш-
кирского филиала Географического общества СССР. А.П. Рождественский - член президиума Геоморфо -
логической комиссии, он принимает активное участие в ее Пленумах и совещаниях, в работе Между-
народных географических конгрессов, международных симпозиумов по современным движениям земной
коры, новейшей тектонике, геоморфологическому картографированию и морфоструктурному анализу.
А.П. Рождественский преподавал в Башкирском государственном и Башкирском педагогическом универ -
ситетах. Многие его ученики, закончив аспирантуру в Институте геологии, стали кандидатами и докторами
наук.
Признанием научных заслуг А.П. Рождественского является избрание его Почетным членом Русского
географического общества, присвоение звания заслуженного деятеля науки Республики Башкортостан,
награждение Почетными грамотами Президиума Верховного Совета Б АССР, медалями "Ветеран труда",
"За доблестный труд в Великой Отечественной войне 1941 -45 гг." и др.
Коллеги, ученики и друзья Александра Петровича сердечно поздравляют его с юбилеем и желают ему
здоровья и творческого долголетия.
Институт геологии УНД РАН,
Геоморфологическая комиссия РАН,
Лаборатория геоморфологии Института географии РАН,
Редколлегия журнала " Геоморфология "
102
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2001
РЕЦЕНЗИИ
О ЛЕДНИКОВОЙ ТЕОРИИ И ЕЕ УСТОЯХ
(ответ рецензентам)
В журнале "Геоморфология" (№ 3, 1999) опубликованы две рецензии на мою монографию1. Одна ре -
цензия написана Николаем Григорьевичем Чочиа - доктором геолого-минералогических наук, профессором
Горного института (Санкт-Петербург), другая - доктором географических наук, одним из ведущих ученых
Института географии РАН Леонидом Рувимовичем Серебрянным.
В рецензии Н.Г. Чочиа последовательно, глава за главой раскрывается содержание книги и
высказывается отношение рецензента к тем или иным разработкам и выводам автора. Следует отметить
важнейшую черту отзыва Н.Г. Чочиа, а именно: всестороннюю проработку содержания книги. Это обу -
словило точность замечаний и обоснованность заключений и рекомендаций.
Совсем в другом ключе написана рецензия Л.Р. Серебрянного. В преамбуле отзыва он с сожалением и
доброжелательностью говорит о напрасно потерянных автором годах на поиски неточностей в потоке
научных трудов о древних оледенениях. Невольно создается образ некоего архивариуса, неспособного
понять основы ледниковой теории. На самом деле автор является геологом-производственником, не один
десяток лет проводящим полевые геологические работы в Карело-Кольском регионе и изучавшим, в том
числе, горно-долинные ледники на Кавказе. Материалы, собранные в этих и других экспедициях, и легли в
основу критикуемой работы.
На первой же странице отзыва, даже не раскрыв содержания книги, рецензент утверждает, что
монография "не содержит ничего принципиально нового по сравнению с тем, что писали и докладывали его
единомышленники-антигляциалисты 10,20 и 30 лет назад". Возьмем вторую главу книги "О происхождении
экзарационного рельефа", в которой, как пишет в своем отзыве Н.Г. Чочиа: "...с предельной убе-
дительностью доказан и обоснован тектонический генезис всех этих форм": бараньих лбов, курчавых скал,
штрихованных и полированных скальных поверхностей, фиордов, шхер, озерных котловин. Это и есть то
самое принципиально новое. В самом деле, кто, кроме автора, 10,20 и более лет назад доказывал разломно-
тектонический генезис перечисленных экзарационных форм рельефа, составляющих методологическую
основу ледниковой теории? Может, такую точку зрения высказывали западные ученые? Нет, там все по-
старому. Указанные формы рельефа по-прежнему относятся к главным признакам былых оледенений,
являются устоями ледниковой теории.
В главе третьей приведены основательные доказательства разломно-складчатого происхождения таких
хрестоматийно-ледниковых форм рельефа, как озы, друмлины и краевые гряды. Это тоже новая концепция,
принципиально новый взгляд на давнюю проблему. Доказывается также тектонический генезис "гля -
циодислокаций" и отверженцев.
В главе четвертой дается обоснование принципиально новой методики валунных поисков рудных
месторождений. Она, основана на вдольразломном тектоническом перемещении части валунно-глыбового
материала и подтверждена практикой: открытием медно-никелевого месторождения и нового апа-
титоносного массива, ряда перспективных рудопроявлений. Спрашивается, кто из отечественных или
зарубежных исследователей ранее отстаивал тектонический генезис озов, краевых гряд, друмлинов,
предложил неледниковую методику валунных поисков? Рецензент таких сведений не приводит.
Можно было бы показать, что каждая из пяти глав книги содержит новые оригинальные разработки. В
конце концов, читающий да разберется.
1 В.Г. Чувардинский. О ледниковой теории. Происхождение образований ледниковой формации.
Апатиты: Мурмангеолком, 1998, 302 с.
103
Поскольку рецензент критикует книгу как бы "вразбежку", не соблюдая порядок глав и не обозначая их
содержания, то для удобства читателя будем придерживаться схемы отзыва. Касаясь генезиса валунных
отложений, рецензент особо настаивает на исключительной важности массовых аналитических лабо-
раторных данных. "...Именно с глубокого комплексного анализа седиментологических данных (по всем
фракциям!) должно начинаться выяснение генезиса ледниковой формации",... - пишет он и утверждает, что
подобными аналитическими данными автор, видимо, не располагает. Однако в главе 4 дана всесторонняя
литологическая характеристика "донной морены" Карело-Кольского региона. Изложенные фактические
данные по литологии, минералогии, грансоставу "морены" Кольского полуострова базируются на трех
тысячах определений петрографического состава валунов, сотнях минералогических и гранулометрических
анализов. Кроме того, в книге приведены данные гранулометрических исследований в объеме 2457 полных
(по всем фракциям!) анализов "морены". Из них 578 анализов по Кольскому полуострову, 407 - по Карелии,
968 - по погруженному склону Балтийского щита, 504 - по Архангельской и Вологодской области. Ре -
зультаты анализов сведены в таблицы 3, 4, 5 (234-237 с. книги). Судя по отзыву, рецензент не заметил
таблиц и не очень внимательно прочел раздел по разносу валунов на Балтийском щите и Русской платформе
(195-200 и 238-253 с.), так как его ссылка на с. 228-238 относится к иной теме, а не к разносу валунов.
Установка на массовые аналитические и притом пофракционные лабораторные исследования отложений
ведет к колоссальным финансовым затратам, но принципиальных возражений не вызывает. Кроме одного:
почему в арсенале ледниковистов отсутствует микрофаунистический анализ, дающий надежные результаты
при установлении генезиса валунных суглинков?
Но всегда ли горы гранулометрических и минералогических анализов способствуют решению проблемы?
Может быть, верен афоризм Джона Зимана: "Целью науки является понимание, а не накопление данных и
формул"? Весьма показательны в этом плане исследования Н.Г. Судаковой (на ее работы, как на образ-
цовые, указывает рецензент), которая выполнила огромное количество минералогических и грануло-
метрических анализов морены Нечерноземья и обобщила их в монографии "Палеогеографические зако-
номерности ледникового литогенеза" (1990). Подытоживая работу, она пишет: "Возникает далеко не
праздный вопрос, к какому понятию (литологическому, генетическому) следует относить морену? Лито-
логическое, очевидно, не приемлемо из-за пестроты их литосостава. Трудно признать и генетическое
единство при таком фациально-генетическом разнообразии ледниковых отложений... В таком случае морены
логичнее рассматривать в качестве палеогеографического понятия" (113 с.). Вот так! Монбланы
гранулометрических (по всем фракциям) и минералогических анализов не помогают разобраться с генезисом
диамиктона. И оказывается, лишь палеогеографический подход может решить эту задачу: если диамиктон
развит в границах оледенений, значит, это морена, а если нет - то это делювий или другие типы отложений.
Глубоко права была Н.Г. Загорская с соавторами, когда еще в 1965 году утверждала: "Литологический
облик морены давно и прочно потерян".
Касаясь главы "Динамика и геологическая деятельность ледников" рецензент ставит в вину автору
неприведение данных по седиментологии районов былого оледенения. Такая задача в главе и не ставилась.
Основное внимание было уделено именно динамике и геологической деятельности современных, "живых"
ледников. Критику можно принять как рекомендацию к рассмотрению этого вопроса в дальнейшем. Все же
отношение рецензента к поднятым в главе вопросам осталось загадочным. Его ремарка, что данные
вопросы "не могут быть объектом критики", несколько удивляет. Ведь не только ведущие гляциологи, но и
геологи приходят к выводам, что покровные ледники фактически консервируют свое ложе, а не выпахивают
и не бороздят его. Недавно к такому выводу также пришел видный геолог-тектонист А.В. Лукьянов (1997)
и дал этому физическое обоснование.
Материалы наблюдений автора за деятельностью припайных льдов (глава 1) рецензент назвал "новыми
и актуальными", но добавил, что в книге отсутствует какая-либо информация по ледовому разносу валунов.
Однако, на страницах 36 и 38 книги приводятся цифровые данные (основанные на многолетних полевых
подсчетах) по загрузке припайных льдов валунно-обломочным материалом и объемам дрифтового его
разноса.
Не понятно отношение рецензента к вопросам генезиса экзарационного рельефа (глава 2) - основе основ
ледниковой теории, во всяком случае для Балтийского и Канадского щитов. Признает ли он разломно -
тектонический генезис бараньих лбов, курчавых скал, штриховки и полировки кристаллических пород,
других тектоглифов, а также трогов, фиордов, шхерного рельефа? Или традиционно считает их следами
ледниковой эрозии? Рецензент пишет: "...разве кто-либо из сторонников ледниковой теории когда-нибудь
выражал сомнения в роли тектонического фактора в процессах морфо- и литогенеза, да еще в таком районе,
как, например, Балтийский щит? Это было бы наверняка полным абсурдом".
Но возьмем "Гляциологический словарь" (1984, главный редактор чл.-корр. АН СССР, ныне академик
РАН В.М. Котляков). Во всех статьях словаря, касающихся экзарационных форм, от бараньих лбов и
штриховки до шхер и фиордов, прямо пишется о возникновении их в результате экзарационной
деятельности ледника. Никакой разрывной тектоники!
Можно отметить правоту рецензента в том, что "краевые ледниковые гряды" и озы сопряжены с
104
разломами фундамента и чехла. Это весьма веское основание для постановки вопроса об их тектоническом
происхождении. Многочисленные данные в пользу разломно-пликативного генезиса этих форм рельефа
приведены в главе 3 книги. Но рецензент обходит данный вопрос и лишь резюмирует, что сопряженность
краевых образований и озов с разломами - "факт, отнюдь не претендующий на мировое открытие". Что же,
пусть эти факты имеют ранг районного значения (Балтийский щит, Русская платформа). Важно, что они
реальны и признаются оппонентами. Наконец, настает очередь главы "Палеогеографические аспекты
ледниковой теории". Ее "комментировать просто страшно", - пишет рецензент и подчеркивает, что "из поля
зрения автора книги начисто выпали целые научные школы и направления", не отражены
"фундаментальные работы большого коллектива палеогеографов", не освещены "труды множества научных
организаций", ничего не сказано о моделировании палеоклиматов, о реконструкциях плейстоценовой флоры и
териофауны. И тут страшно становится уже автору. Как отразить многолетнюю фундаментальную
деятельность целых научных школ и направлений, как вместить достижения больших коллективов ученых,
труды множества научных учреждений в малостраничные "аспекты"?
"Аспекты" преследовали цель указать на явные палеогеографические неувязки и противоречия в
многоплановой картине ледникового периода. В них показана несовместимость имеющихся биогео -
графических, гляциологических данных и радиоуглеродных датировок с принятыми ледниковыми канонами.
По причине острой критики ледниковизма рецензент назвал эти разделы "попурристскими" (хорошо, что не
"феерическими", как он именует схемы супероледенений М.Г. Гросвальда). Что касается радиоуглеродных
датировок, то они, вопреки мнению рецензента, дают надежные результаты для времени последнего
оледенения и голоцена. Даже сторонник больших оледенений В.И. Астахов и норвежские ученые на
основании имеющихся радиоуглеродных датировок пришли к выводу, что в интервале времени 37000-
11000 лет последнее оледенение не распространялось на Европейский Север и Север Сибири (Астахов,
Мангеруд, Свендсен, 1998).
Рецензент сетует, что из-за антигляциалистов литология морен в Западной Сибири оказалась слабо
изученной и отсюда все беды. Это, конечно, не так. Взять хотя бы работы Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарно-
градского (1975,1978, 1998), которые провели детальные исследования диамиктона в низовьях Енисея. Это
лучшие литолого-структурные исследования для севера Евразии, они сопровождаются весьма ценной и
выразительной фотогеологической документацией. Ученые непосредственно в обнажениях проследили
преобразование санчуговских морских отложений с раковинами морских моллюсков в меланжированные,
брекчированные отложения с многочисленными отторженцами, дислокациями, зеркалами скольжения. Эти
тектонизированные отложения и были отнесены к "донной морене", что позволило "закрыть" вопрос о
санчуговской морской трансгрессии. Материалы настолько убедительны, что В.А. Зубаков назвал эти
выводы достижением столетия!
И одно не было учтено учеными: полоса преобразованной в "морену" морской санчуговской толщи лежит
в зоне активного Енисейского глубинного разлома, взбросово-сдвиговые смещения по которому и
преобразовали морскую толщу в гигантскую тектоническую брекчию (с отторженцами и дислокациями).
Тектонические нарушения прослежены бурением на глубину нескольких сотен метров.
Рецензент вспоминает совещание 1984 года в Горном институте, организованное профессором Н.Г.
Чочиа. Не менее памятно совещание по гляциологии в Звенигороде в декабре 1986 года. После заседания
секции Леонид Рувимович сказал мне, что высказанные в моем докладе взгляды могли бы быть поддержаны,
если бы антиледниковые идеи получили развитие на Западе. Я поблагодарил уважаемого ученого, сказав,
что придется долго ждать. И действительно, по информации рецензента, зарубежные специалисты
"неоднократно выражали искреннее удивление, узнав о существовании в нашей стране оппозиции
общепринятой ледниковой теории".
"Искренние удивления" - это первая стадия отношения к новым идеям. До следующей стадии -
критического анализа - еще далеко.
Подытоживая ответ рецензентам, можно констатировать, что отзыв Н.Г. Чочиа составлен в традициях
петербургской геологической школы, истоки которой восходят к И.В. Мушкетову и А.П. Карпинскому.
Главное достоинство рецензии Н.Г. Чочиа - ее объективность. Кстати, напрасно Л.Р. Серебрянный запи -
сывает Н.Г. Чочиа в антигляциалисты. Н.Г. Чочиа - один из основателей ледниково-морской теории и ее
сторонник. Он признанный арбитр в долгом споре гляциалистов и "маринистов".
Впечатление от рецензии Л.Р. Серебрянного двоякое. С одной стороны, привычная осанна ледниковой
теории (что понятно), с другой - ряд ошибок, допущенных рецензентом и серьезно исказивших содержание
монографии. Но что важнее всего, он не определил своей четкой позиции ни по одной из основных
разработок, обоснованию которых посвящены 1-4 главы книги. Рецензент не обозначил своего ясного
отношения к выводам и доказательствам разломно-тектонического происхождения экзарационного рельефа,
тектонического генезиса озов, друмлинов, краевых гряд, отторженцев и гляциодислокаций.
Не коснулся рецензент и важнейшего вопроса о выведении по разломам сквозь осадочный чехол
тектонических клиньев и брекчии из кристаллических пород фундамента на поверхность. Может быть, при
принятии такого реально существующего механизма стихнут споры о причине нахождения в Лахтинском
105
болоте крупного блока гранита-постамента памятника Петру I. Ничего конкретного не сказал он и по главе
о динамике и геологической деятельности ледников. Совершенно неясно его отношение к системе
доказательств и выводам об отсутствии пермско-карбонового оледенения.
Непонятна позиция рецензента по новой методике валунных поисков. Он предостерегает против ее
применения и выражает надежду, что методика "не станет достоянием других практических организаций".
Если методика не верна, то куда как лучше раскритиковать ее, показать ее ошибочность и несостоя-
тельность. Но рецензент не касается ни сути методики, ни ее составляющих2.
Критика базируется на утверждении, что в Финляндии действует ледниковая методика и что финское
геологическое руководство "неоднократно выражало искреннее удивление" по поводу существования
альтернативной концепции. Кстати, рецензент допустил ошибку, считая Оутокумпу медно-никелевым
месторождением. Это меднорудное месторождение. Но "искренние удивления" - не очень веские основания
для блокирования, недопущения новой методики. Тем более что применение ее на практике уже дало
положительные поисковые результаты.
Неужто эпигонство настолько присуще нашей науке, что остается только ждать иностранного "анти-
гляциализма", а затем петь ему славу, как это случилось с теорией литосферных плит.
Как бы то ни было, я благодарен Леониду Рувимовичу и за такой отзыв. Во всяком случае он
способствует открытой дискуссии.
В.Г. Чувардинский
2 Помимо рецензируемой книги методике посвящена монография автора "Методология валунных поисков
рудных месторождений". М.: Недра, 1992, 138 с.
106
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 1
январь-март
2001
ПОТЕРИ НАУКИ
ПАМЯТИ ЗАМЕЧАТЕЛЬНОГО РОССИЙСКОГО ГЕОМОРФОЛОГА
М.В. ПИОТРОВСКОГО
7 июня 2000 г. ушел из жизни один из старейших
российских геоморфологов Михаил Владимирович Пиотровс-
кий. Это был неординарный исследователь природы, отличав-
шийся своим "почерком" и в науке, и в жизни. Одной из
главных, определяющих особенностей Михаила Владимирови-
ча была его широчайшая эрудиция и активная пропаганда
классических основ и новейших достижений и методов нашей
науки.
М.В. Пиотровский родился 20 августа 1911 г. в поселке
Деденево под Москвой, рядом со станцией Влахернская (ныне
Турист) Савеловской железной дороги в семье ученого-
географа В.Ф. Пиотровского, потомка древнего польского
дворянского рода - "ровненских Пиотровских", более 200 лет
тому назад переселившихся в Россию. В 1929 г. Михаил
Владимирович поступил на почвенно-географическое отделе-
ние физико-математического факультета Московского уни-
верситета. Окончил учебу в 1934 г. и был оставлен в
аспирантуре при НИИГеографии. Его руководителем был
профессор А.А. Борзов. После окончания аспирантуры в
1937 г. был направлен на географический факультет Сара-
товского университета, в котором проработал до 1944 г.
Затем (1944-1958 гг.) работал в НИГРИзолото - теперь
ЦНИГРИ, а с 1958 по 1978 г. - на кафедре мерзлотоведения
геологического факультета Московского государственного университета. В 1978 г. вышел на пенсию, но
научной деятельности не прекратил.
М.В. Пиотровский проводил полевые исследования в Поволжье, Среднем и Северном Зауралье, Осетии,
Восточном Забайкалье, Южной Якутии, Приамурье. В 1940 г. он защитил кандидатскую диссертацию на
тему "Материалы к геоморфологии Приволжской возвышенности", в которой проанализировал ярусную
систему поверхностей выравнивания и соотношения рельефа с тектоникой.
Михаил Владимирович одновременно был прекрасным наблюдателем, аналитиком и теоретиком, умело
преломлявшим свои обширные знания о конкретных геоморфологических особенностях рельефа изученных
им территорий в контексте классических или новаторских концепций, которые он отстаивал или выдвигал.
Тематически работы М.В. Пиотровского концентрировались на нескольких фундаментальных направлениях,
разрабатывавшихся геоморфологией уходящего века.
Прежде всего это морфотектонические исследования, их принципы и методы, основанные на прекрасном
конкретном фактическом материале собственных полевых работ и свободном владении геологе-
геоморфологическими данными по всему земному шару. Надо подчеркнуть, что М.В. Пиотровский по
проблеме морфотектоники вошел в непосредственный контакт со многими отечественными и зарубежными
специалистами и стал признанным авторитетом по этим вопросам в международном сообществе гео-
морфологов (в рамках Международного географического союза и Международной ассоциации геомор-
фологов). Отличительной чертой его морфотектонических взглядов было признание ведущей роли в эн-
догенном морфогенезе разломной тектоники. "Вся земля распадается на блоки" - выражение, типичное для
107
самого Михаила Владимировича и многолетней спутницы его жизни Н.В. Башениной. Другой его рабочий
термин - "стреляющий разлом" - морфотектоническая характеристика линеаментов. то прослеживающихся
в современном рельефе, то исчезающих, с тем чтобы затем появиться вновь по тому же генеральному
направлению.
С морфотектоническими работами М.В. Пиотровского тесно связаны его изыскания по принципам и
методам геоморфологического картографирования от самых крупных до обзорных масштабов. Он много
работал в научно-производственных организациях, в частности в прогнозно-поисковых партиях по рос -
сыпному золоту. Соответственно ему пришлось заняться картографированием рельефа и коррелятных отло-
жений и он стал признанным специалистом по этим вопросам. Не случайно в 60-80-х годах он вместе с
Н.В. Башениной принимал активное участие в работах Комиссии по геоморфологическому карто-
графированию Международного географического союза, возглавлявшейся профессорами Я. Демеком и
Г. Верстаппеном.
Одним из главных направлений в деятельности М.В. Пиотровского было отстаивание принципов клас-
сической геоморфологии, заложенных основателями нашей науки В.М. Дэвисом и В. Пенком. Несмотря на
периодически поднимавшиеся в отечественной и зарубежной науке дискуссии о ценности теорий Дэвиса и
Пенка, Михаил Владимирович был одним из тех, кто последовательно отстаивал необходимость изучения их
научного наследия и применения их идей в современных геоморфологических изысканиях. Пожалуй, среди
его современников никто, кроме него, не знал так глубоко, не понимал истинной (и не только исторической)
ценности научных идей Дэвиса и Пенка. Громадной заслугой М.В. Пиотровского является активное участие
в издании в нашей стране книги В. Пенка "Морфологический анализ", научным редактором которой он был.
М.В. Пиотровский - автор небольшой, но написанной от сердца книги о жизни и творчестве этих двух
великих геоморфологов (М.В. Пиотровский. К познанию законов Земли. М.: Мысль, 1984).
Приверженность М.В. Пиотровского к трудам классиков, однако, не мешала ему находиться в круге
интересов и достижений "новой геоморфологии", ее теоретических новаций и новшеств в методах ис -
следований. Достаточно сказать, что он был одним из первых в нашей стране, кто поддержал в 50-х годах
тогда новые для нас взгляды Л. Кинга о педиментах и педипленах, вызвав на себя огонь небла -
гожелательной критики. Время показало, что и в этом Михаил Владимирович оказался прав - концепция
педиментообразования заняла свое место в истории современной геоморфологии, в том числе и российской.
М.В. Пиотровский был ярким, оригинальным ученым, вдохновенной и творческой личностью. Его заслу -
ги перед российской наукой отмечены правительственными наградами. Он был почетным членом Русского
географического общества, членом Бюро геоморфологической комиссии Московского центра этого об-
щества, являлся членом-корреспондентом Комиссии по геоморфологической съемке и картографированию
МГС.
Михаил Владимирович был разносторонне одаренным человеком. Очень любил музыку, хорошо пел и
рисовал. Отличался феноменальной памятью (однажды за три недели в Крыму выучил итальянский язык).
Он был широко образованным интеллигентом в высоком смысле этого слова.
Память о М.В. Пиотровском останется в наших умах и сердцах, а его научные труды еще долго будут
востребоваться геоморфологами разных поколений.
Д.А. Тимофеев, В.П. Чичагов
108
Константин Сергеевич Воскресенский
(1951-2000)
10 августа 2000 г. скоропостижно скончался Константин Сергеевич Воскресенский, доктор географи-
ческих наук, ведущий научный сотрудник Лаборатории геоэкологии Севера Географического факультета
МГУ. Ушел из жизни наш друг и коллега, яркий ученый, лидер целого научного направления - геоморфо -
логии полярных стран. Не стало человека, вокруг которого всегда существовала особая атмосфера
открытости, доброжелательности, надежности, доброго юмора и бескорыстной помощи всем нуждающимся в
ней. Именно эти черты Константина Сергеевича собирали вокруг него
множество самых разных людей, объединенных искренней любовью и
уважением к нему. Постоянная готовность Константина Сергеевича
помочь людям - уникальное качество в наше время. Его золотые руки и
техническая смекалка вдохнули жизнь во множество самых разнообразных
механизмов. Сотни людей ездили с ним на машине, сотни лю-
дей пили чай у него дома, навсегда сохранив самые добрые чувства к этому
человеку. Скольких людей он защитил, отстояв справедливость и во время
дежурств ДНД, и на хоккейной площадке, и в научных спорах, и просто в
сложных жизненных ситуациях.
Константин Сергеевич обосновал и многие годы развивал одно из
основных направлений в изучении полярных стран. Он олицетворял наш
факультет, университет, Москву. Более чем за 30 лет активной работы в
экспедициях - в Приамурье и Западной Сибири, на Чукотке и на Таймыре
Константин Сергеевич собрал огромный материал по строению и динамике
рельефа высоких широт. Значительную часть этих данных он обобщил в
докторской диссертации, блестяще защищенной в 1999 г. Создаваемая на
основе диссертации монография, которая должна была стать крупным
событием в научной жизни, так и не закончена...
Говорить о Константине Сергеевиче в прошедшем времени трудно и больно. Безвременный его уход -
жестокая несправедливость. Память о Константине Сергеевиче Воскресенском - нашем друге, коллеге,
учителе, ученике, Человеке - навсегда останется с нами.
Географический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова,
Геоморфологическая комиссия РАН,
Редколлегия журнала" Геоморфология"
109
СОДЕРЖАНИЕ №1-4, 2000
I Борисевич Д.В.| Поверхности выравнивания платформенных частей континентов: их
корреляция и условия формирования........................................... 1 3-13
Бронгулеев В.Вад., Макаренко А.Г. О влиянии неотектонических движений на
экзоморфогенез Русской равнины.............................................. 3 3-14
Бронгулеев В.Вад., Тимофеев Д.А., Чичагов В.П. Геоморфологические режимы. 4 3-10
Бронгулеев В.Вад. Современные экзогеодинамические режимы Русской равнины. 4 11-23
Гусаров А.В. Изменчивость эрозии и стока наносов в Африке во второй половине
XX века..................................................................... 2 3-12
Кравченко Р. А. Аккумулятивный процесс в развитии овражных систем............ 2 12-18
Любимов Б.П. Особенности овражной эрозии в зоне тундры....................... 2 18-25
Макарова Н.В., Корчуганова Н.И., Макаров В.И. Морфологические типы орогенов
как показатели геодинамических условий их формирования и развития........... 1 14-26
Певнев А.К. Вклад Ю.А. Мещерякова в решение проблемы прогноза землетрясений
(к 80-летию со дня рождения)................................................ 4 24-39
Дискуссии
Богданов Н.А. Специфика механизма перестройки рельефа бэровских бугров при
колебаниях уровня Каспия.................................................... 3 15-25
Дублинский В.И. Еще раз о генезисе гипсовых пещер Подолии.................... 1 27-29
Свиточ А.А. Нижняя и южная часть Среднего Поволжья в плейстоцене............. 1 29-40
Скоморохов А.И. В защиту представления о возвратно-поступательном развитии
флювиального рельефа........................................................ 1 41-47
Скоморохов А.И. О взаимосвязи овраг - балка - долина......................... 3 25-34
Экологическая геоморфология
Белоусов А.А., Маккавеев А.Н., Курбатова Л.С. Анализ влияния геолого-гео-
морфологических факторов на возникновение чрезвычайных ситуаций в
центральных районах г. Москвы............................................... 4 40-45
Лихачева Э.А., Локшин Г.П., Просунцова Н.С., Тимофеев Д.А. Эколого-гео-
морфологическая оценка территории г. Москвы................................. 1 48-55
Методика научных исследований
Голосов В.Н. Использование радиоизотопов при исследовании эрозионно-акку-
мулятивных процессов........................................................ 2 26-33
Ермолаев О.П., Савельев А.А. Новые возможности анализа факторов эрозии почв с
использованием гис-технологий............................................... 4 46-56
Научные сообщения
Авенариус И.Г., Белозеров С.Н., Львова Л.А., Репкина Т.Ю. Морфоструктурный
план Кольского шельфа Баренцева моря........................................ 2 34-42
Авенариус И.Г., Белозеров С.Н. Морфоструктурный план и древние береговые линии
Дальнезеленецкого района Мурманского побережья.............................. 3 35-41
Антроповский В.И. О критериях выделения типов речных русел................... 2 43-51
Бабак Ю.В., Турыкин Л.А., Чалов Р.С. Сток наносов, руслоформирующие расходы
воды и морфодинамические типы русел рек бассейна Оки........................ 4 57-71
Бондарев В.П., Зорина Е.Ф., Ковалев С.Н. Гидролого-морфометрические
характеристики овражно-балочных систем центра Русской равнины............... 2 52-58
Бондырев И.В. Опыт геоморфологического картографирования и районирования
Мозамбика................................................................... 3 42-48
Виноградова О.В. О механизме формирования расширений в долинах полуторных рек
Патомского нагорья.......................................................... 4 71-76
Горбунов А.П., Северский Э.В. Крупнейший в Тянь-Шане комплексный каменный
глетчер..................................................................... 3 48-54
Гусев М.Н. Развитие островов в русле Верхнего Амура.......................... 3 54—61
НО
Дедков А.П., Мозжерин В.В. Новые данные о генезисе и возрасте нижнего плато
Приволжской возвышенности................................................... 1 56-61
Евзеров В.Я., Николаева С.Б. Пояса краевых ледниковых образований Кольского
региона..................................................................... 1 61-73
Жидков М.П. Условия возникновения крупных обвально-оползневых смещений на
Большом Кавказе............................................................. 1 73-82
Жиндарев Л.А., | Никифоров Л.Г. |, Рычагов Г.И. Динамика Кавказского побережья
Каспийского моря в условиях подъема его уровня.............................. 1 82-88
Завадский А.С., Чалов Р.С. Условия формирования и морфология свободных излучин
на реках Северной Евразии................................................... 1 88-95
Зорина Е.Ф., Прохорова С.Д., Чалов Р.С. Роль овражной эрозии в формировании
речных перекатов............................................................ 4 76-83
Ключарев Н.И. Образование лессовой пыли при дефляции на склоне.............. 2 58-67
Коротаев В.Н., Чернов А.В. Морфология и динамика Волге-Ахтубинской поймы. 3 61-69
Кривцов В.А., Кривцова Л.Д. Геоморфологические условия размещения и особенности
россыпей золота на Южном Алтае.............................................. 4 83-88
Лебедева Е.В. Время и причины перестроек речной сети приморской части Западного
Приохотья в позднем кайнозое................................................ 3 69-78
Лопатин Д.В. Геоморфологическая индикация глубинного геологического строения по
данным орбитальных наблюдений на примерах Верхоянья и юга Дальнего
Востока..................................................................... 3 79-87
Новиков И.С. Морфотектоника зоны перехода от Алтая к Зайсанской впадине.. 2 68-76
Постоленко Г.А. Гетерогенные долины горно-ледниковых регионов и генезис останцов
обтекания................................................................... 2 76-84
Постоленко Г.А. Условия и характер формирования селевых потоков на равнине тро -
пической зоны (на примере о-ва Куба)........................................ 4 89-95
Разумов С.О. Скорость термоабразии морских берегов как функция климатических и
морфологических характеристик побережья..................................... 3 88-94
Сидорчук А.Ю. Антропогенная овражная эрозия и термоэрозия в западной части
центрального Ямала.......................................................... 3 95-103
Сироткин А.Н., Шарин В.В. Возраст проявлений четвертичного вулканизма в районе
Бокк-фьорда (архипелаг Шпицберген).......................................... 1 95-106
Филиппов А.Г. Шерлопы - пещеры, колодцы и шахты в трещинах отседания..... 3 103-111
Хмелева Н.В., Виноградова Н.Н., Шевченко Б.Ф. Короткопериодическая циклич-
ность эрозионно-аккумулятивных процессов в горном речном бассейне........... 2 84-88
Лю Шугуан, Чалов Р.С. Морфодинамические типы русел рек Хуанхэ и Янцзы (нижнее
течение) и условия их формирования.......................................... 1 106-116
НАУКА ЗА РУБЕЖОМ
Лю Шугуаи, Чалов Р.С. Классификация речных русел в китайской русловедческой
литературе (аналитический обзор)............................................ 3 112-119
Юбилеи
Павел Алексеевич Каплин (к 70-летию со дня рождения)........................ 3 120-121
Рецензии
Лилиенберг Д.А. Новая сводка о морфоструктурах Азербайджана на основе дешиф-
рирования космоснимков...................................................... 3 122-123
Лымарев В.И. Учебник-монография по геоморфологии морских берегов............ 1 117-119
Чалов Р.С. Первое украинское учебное пособие по русловым процессам.......... 1 119-120
Хроника
Лихачева Э.А., Тимофеев Д.А. Инженерная география - наука нового тысячелетия .. 1 121-122
Лукьянова С.А., Мысливец В.И., Сафьянов Г.А. Отечественная геоморфология на
рубеже веков (IV Щукинские чтения).......................................... 3 124-125
111
Назаров Н.Н. 14 пленарное совещание Межвузовского научно-координационного
Совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ. 2 89-91
Рыжов Ю.В., Снытко В.А., Уфимцев Г.Ф. Научный семинар по морфологии рельефа 2 91-92
Потери науки
Владимир Федорович Шувалов (1932-1999)............................................ 2 93-95
Памяти Варламова Ивана Павловича.................................................. 2 95
ОПЕЧАТКА
ОПЕЧАТКА
В содержании № 3, 2000 г. и резюме к статье Авенариус И.Г. и Белозерова С.Н. "Морфоструктурный
план и древние береговые линии Дальнезеленецкого района Мурманского побережья" была допущена ошиб-
ка: фамилия Белозеров заменена на Белоусов.
Редакция приносит С.Н. Белозерову свои извинения.
Главный редактор Д.А. Тимофеев
Редакционная коллегия:
А.М. Берлянт, В. Вад. Бронгулеев, В.А. Брылев, А.П. Дедков,
Ю.В. Ефремов, П.А. Каплин, А.Н. Ласточкин, Е.В. Лебедева (отв. секретарь),
Э.А. Лихачева, А.Н. Маккавеев (зам. гл. редактора), Ю.А. Павлидис, Г.И. Рейснер,
Ю.П. Селиверстов, Ю.Г. Симонов, Г.Ф. Уфимцев, Г.И. Худяков,
Р.С. Чалов, В.П. Чичагов
Зав. редакцией Е.А. Карасева
тел. 238-03-60
Технический редактор Т.Н. Смолянникова
Сдано в набор 30.10.2000 Подписано к печати 13.10.2000 Формат бумаги 70 х 100!/16
Офсетная печать. Усл.печ.л. 9,1 Усл. кр.-отт. 2,9 тыс. Уч.-изд.л. 10,5 Бум.л. 3,5
Тираж 309 экз. Зак. 4244
Свидетельство о регистрации № 0110281 от 8 февраля 1993 г.
в Министерстве печати и информации Российской Федерации
Учредители: Российская академия наук. Отделение океанологии, физики атмосферы и географии РАН.
Институт географии РАН
Адрес редакции: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 29
Институт географии РАН, тел. 238-03-60
Адрес издателя: 117997, Москва, Профсоюзная ул., 90
Отпечатано в ППП "Типография "Наука", 121099, Москва, Шубинский пер., 6
112
УВАЖАЕМЫЕ ПОДПИСЧИКИ ЖУРНАЛОВ
ИЗДАТЕЛЬСТВА “НАУКА”
Подписка на академические журналы издательства “Наука” во II полугодии
2001 г. будет проводиться по той же схеме, по которой она велась в I полугодии
2001 г., - по ценам Объединенного Каталога Прессы России “Подписка-2001” (т. 1)
в отделениях связи, а также по специальным (сниженным) ценам.
Специальные (сниженные) цены предоставляются государственным научно-
исследовательским организациям Российской академии наук, а также их
сотрудникам. В связи с недостаточностью бюджетного финансирования подписка
для других учреждений и их специалистов будет осуществляться на общих
основаниях.
Индивидуальные подписчики академических организаций смогут оформить
подписку по специальным ценам, предъявив служебное удостоверение. Лица,
желающие получать подписные издания непосредственно на свои почтовые
адреса, а также иногородние подписчики смогут оформить ее по специальным
заявкам. Индивидуальная подписка по-прежнему будет проводиться по принципу
“Один специалист - одна подписка”.
Коллективные подписчики академических организаций, перечисленные выше,
для оформления своего заказа должны будут направить в издательство “Наука”
надлежаще оформленные бланк-заказы. При положительном рассмотрении полу-
ченных заявок оплата производится через отделение банка или почтовым перево-
дом на основании полученного подписчиками счета ЗАО “Агентство подписки и
розницы” (АПР).
Учреждения РАН, специализирующиеся на комплектовании научных
библиотек академических организаций (БАН, БЕН, ИНИОН), могут осуществить
подписку, как и прежде, непосредственно в издательстве, предварительно
согласовав с ним список пользующихся их услугами организаций и количество
льготных подписок.
Лицам и организациям, сохранившим право подписки по специальным ценам,
в соответствии с настоящими условиями, достаточно будет при оформлении
подписки на II полугодие 2001 г. лишь подтвердить заказ, указав в письме номер
своего кода, присвоенного АПР при предыдущем оформлении подписки.
Бланки заказов как коллективных, так и индивидуальных подписчиков будут
приниматься только с печатью организации (оттиск должен быть четким и
читаемым).
Убедительно просим всех индивидуальных и коллективных подписчиков
журналов издательства “Наука”, имеющих право на подписку по специальным це-
нам, заблаговременно направлять свои заказы и письма по адресу: 117997, ГСП-7,
Москва В-485, Профсоюзная ул., 90, комната 430, факсы: 334-76-50, 420-22-20.
Поздно поданная заявка будет оформляться только с соответствующего
месяца.
В конце этого номера журнала публикуются бланки заявок с указанием
цены подписки, доставляемой по Вашему адресу.
Издательство “Наука”
Российская академия наук» Издательство “Наука”
Заявка индивидуального подписчика
на специальную подписку на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2001 года
Ф.И.О. (полностью)________________________________________________________________
Место работы и должность:_________________________________________________________
Полный почтовый адрес:____________________________________________________________
телефон:e-mail
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Индекс Наименование журнала На 2001 год по месяцам (отметьте крестиком) Кол-во комп- лектов Итого сумма в рублях
июль август сентябрь октябрь ноябрь декабрь
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
М. П.
Заполните заявку (копию заявки) и отправьте письмом в Издательство “Наука”
по адресу: 117997 ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90, или по факсу (095) 420-22-20,
334-76-50. Информацию о ценах можно узнать в Заявках на специальную адресную подписку,
разосланную в организации, или по телефону для справок: (095) 334-74-50 и 974-11-11.
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится через отделение банка или почтовым переводом только
после получения подписчиком счета с банковскими реквизитами от ЗАО “Агентство Подписки и Роз-
ницы” (АПР) - официального распространителя изданий Издательства “Наука”.
Издательство “Наука” не гарантирует исполнение заказов, если оплата получена после
15 числа предподписного месяца. Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий
производится Агентством подписки и розницы в течение 10 дней со дня выхода издания из печати
заказными отправлениями на адрес, указанный в настоящей заявке. Претензии по доставке
периодических изданий направляйте в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар, дом 4,
офис 94; тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su
WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Российская академия наук • Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2001 года
Физика. Математика.
Астрономия. Геология.
Технические науки.
Географические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс Область (край, респ.)
город ул.дом корп.
код+тел.факс e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс Наименование журнала Кол-во номеров в полугодие Кол-во номеров журнала (впишите в колонку соответствующего месяца число заказываемых экземпляров) Всего подписано номеров на II полугодие (4+5+6+7+8+9) Цена одного номера (в руб.) ИТОГО сумма в рублях (10x11)
ИЮЛЬ август сентябрь октябрь ноябрь декабрь
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
70001 Автоматика и телемеханика 6 190
70010 Акустический журнал 3 200
70237 Алгебра и анализ 3 260
70030 Астрономический вестник 3 205
70024 Астрономический журнал 6 235
70053 Биофизика 3 250
70134 Водные ресурсы 3 235
70162 Вулканология и сейсмология 3 160
70217 Геология рудных месторождений 3 175
70218 Геомагнетизм и аэрономия 3 195
70215 Геоморфология 2 rz 160
70228 Геотектоника 3 175
70393 Геоэкология. Инженерная геология, гид- рогеология, геокриология 3 175
70253 Дефектоскопия 6 I 150
70239 Дискретная математика 2 190
70244 Доклады РАН 18 420
70287 Журнал вычислительной математики и математической физики 6 175
70290 Журнал научной и прикладной фотографии 3 130
70298 Журнал технической физики 6 195
см. продолжение
Индекс Наименование журнала Кол-во номеров в полугодие Кол-во номеров журнала (впишите в колонку соответствующего месяца число заказываемых экземпляров) Всего подписано номеров на II полугодие (4+5+6+7+8+9) Цена одного номера (в руб.) ИТОГО сумма в рублях (10x11)
ИЮЛЬ август сентябрь октябрь ноябрь декабрь
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
70303 Журнал экспериментальной и теоретической физики 6 285
70324 Записки Всероссийского минералогичес- кого общества 3 180
70335 Защита металлов 3 165
70406 Известия РАН. Механика жидкости и газа 3 195
70408 Известия РАН. Механика твердого тела 3 195
70351 Известия РАН. Серия географическая 3 195
70355 Известия РАН. Серия математическая 3 280
70356 Известия РАН. Серия физическая 6 I 195
70405 Известия РАН. Теория и системы управления 3 225
70360 Известия РАН. Физика атмосферы и океана 3 235
70407 Известия РАН. Энергетика 3 175
70363 Известия русского географического общества 3 150
70420 Исследования Земли из космоса 3 190
70459 Космические исследования 3 175
70447 Кристаллография 3 270
70493 Литология и полезные ископаемые 3 175
70560 Математические заметки 6 145
70512 Математический сборник 6 175
70502 Математическое моделирование 6 160
70571 Микроэлектроника 3 145
70670 Оптика и спектроскопия 6 L_ 235
70642 Петрология 3 165
70769 Письма в “Астрономический журнал” 6 150
70768 Письма в “Журнал технической физики” 12 210
70304 Письма в “Журнал экспериментальной и теоретической физики” 6 180
70748 Поверхность. Рентгеновские, синхро- тронные и нейтронные исследования 6 175
70706 Прикладная математика и механика 3 225
70556 Проблемы машиностроения и надежнос- ти машин 3 150
70741 Проблемы передачи информации 2 150
70776 Радиотехника и электроника 6 L_ I 175
70797 Расплавы 3 160
73390 Стратиграфия. Геологическая корреляция 3 165
70982 Теоретическая и математическая физика 6 180
70965 Теория вероятностей и ее применение 2 295
70967 Теплофизика высоких температур 3 210
71002 Успехи математических наук 3 235
70361 Физика Земли 6 165
710341 Физика и техника полупроводников 6 195
см. продолжение
Индекс Наименование журнала Кол-во номеров в полугодие Кол-во номеров журнала (впишите в колонку соответствующего месяца число заказываемых экземпляров) Всего подписано номеров на II полугодие (4+5+6+7+8+9) Цена одного номера (в руб.) ИТОГО сумма в рублях (10x11)
ИЮЛЬ август сентябрь октябрь ноябрь декабрь
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
71059 Физика и химия стекла 3 210
71022 Физика металлов и металловедение 6 165
71058 Физика плазмы 6 175
71023 Физика твердого тела 6 280
71036 Функциональный анализ и его приложения 2 150
71140 Ядерная физика 6 U L_ U L_ 255
ВСЕГО заказано журналов на сумму:____________________________________________________
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
art
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО “АПР”. Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Российская академия наук« Издательство “Наука”
Заявка, подписанная руководителем и заверенная печатью организации, направляется письмом в Издательство
“Наука” по адресу: 117997, ГСП-7, Москва, В-485, Профсоюзная ул., 90. Для ускорения обработки Вашего заказа
высылайте копию заявки по факсу (095) 420-22-20 либо по электрон, почте nauka@apr.ru WWW: HTTP:\\www.apr.ru
Заявка на специальную подписку
на журналы Издательства “НАУКА”
с доставкой по почте через Агентство подписки и розницы (АПР)
во II полугодии 2001 года
Химические науки.
Биологические науки.
Журналы РАН общего
содержания.
Наименование организации (сокращенно и полностью)
Местонахождение: почтовый индекс Область (край, респ.)
город ул.дом корп.
код+тел.факс e-mail
Полный почтовый адрес организации для писем и бандеролей (если он отличается от адреса местонахождения)
Номер кода, под которым Вы зарегистрированы в АПР (если обращались ранее)
Просим оформить специальную адресную подписку на отмеченные ниже журналы:
Индекс Наименование журнала Кол-во номеров в полугодие Кол-во номеров журнала (впишите в колонку соответствующего месяца число заказываемых экземпляров) Всего подписано номеров на II полугодие (4+5+6+7+8+9) Цена одного номера (в руб.) ИТОГО сумма в рублях (10x11)
ИЮЛЬ август сентябрь октябрь ноябрь декабрь
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
70008 Агрохимия 6 150
70112 Биологические мембраны 3 225
27233 Биология внутренних вод 2 195
71151 Биология моря 3 195
71150 Биоорганическая химия 3 175
70054 Биохимия 6 175
70056 Ботанический журнал 6 180
70134 Водные ресурсы 3 235
70147 Вопросы ихтиологии 3 225
70178 Высокомолекулярные соединения 6 210
70211 Г енетика 6 190
70219 Г еохимия 6 160
70244 Доклады РАН 18 420
70284 Журнал аналитической химии 6 175
70286 Журнал высшей нервной деятельности им. И. Павлова 3 210
70293 Журнал общей биологии 3 195
см. продолжение
Индекс Наименование журнала Кол-во номеров в полугодие Кол-во номеров журнала (впишите в колонку соответствующего месяца число заказываемых экземпляров) Всего подписано номеров на II полугодие (4+5+6+7+8+9) Цена одного номера (в руб.) ИТОГО сумма в рублях (10x11)
ИЮЛЬ август сентябрь октябрь ноябрь декабрь
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
70294 Журнал общей химии 6 225
70301 Журнал органической химии 6 210
70296 Журнал прикладной химии 6 210
70299 Журнал физической химии 6 270
70302 Журнал эволюционной биохимии и фи- зиологии 3 180
70335 Защита металлов 3 165
70333 Зоологический журнал 6 160
70350 Известия РАН. Серия биологическая 3 210
70405 Известия РАН. Теория и системы управ- ления 3 225
70430 Кинетика и катализ 3 250
70438 Коллоидный журнал 3 240
71057 Координационная химия 6 -J L_ 175
70495 Лесоведение 3 160
70561 Микология и фитопатология 3 160
70540 Микробиология 3 235
70562 Молекулярная биология 3 250
88744 Нейрохимия 2 250
70359 Неорганические материалы 6 I I 190
70617 Нефтехимия 3 165
70669 Океанология 3 235
70676 Онтогенез 3 160
70690 Палеонтологический журнал 3 210
70743 Паразитология 3 150
70701 Почвоведение 6 I I I L_ 175
70740 Прикладная биохимия и микробиология 3 205
70773 Радиационная биология. Радиоэкология 3 165
70777 Радиохимия 3 220
70786 Растительные ресурсы 2 205
71024 Российский физиологический журнал им. И. Сеченова 6 180
70810 Сенсорные системы 2 160
70981 Теоретические основы химической технологии 3 180
71003 Успехи современной биологии 3 150
71007 Успехи физиологических наук 2 175
см. продолжение
Индекс Наименование журнала Кол-во номеров в полугодие Кол-во номеров журнала (впишите в колонку соответствующего месяца число заказываемых экземпляров) Всего подписано номеров на II полугодие (4+5+6+7+8+Э) Цена одного номера (в руб.) ИТОГО сумма в рублях (10x11)
ИЮЛЬ август сентябрь октябрь ноябрь декабрь
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
71025 Физиология растений 3 255
71152 Физиология человека 3 250
71068 Химическая физика 6 160
71051 Химия высоких энергий 3 160
71052 Химия твердого топлива 3 175
71063 Цитология 6 165
71113 Электрохимия 6 190
71110 Энтомологическое обозрение 2 280
ВСЕГО заказано журналов на сумму:_______________________________________________________________________
(прописью)
НДС не облагается. (В случае введения НДС на научную периодику Издательство будет вынуждено провести
соответствующую корректировку на подписную цену.) Оплату гарантируем на расчетный счет ЗАО “Агентство
подписки и розницы” в течение 5 банковских дней после получения счета.
ДИРЕКТОР ОРГАНИЗАЦИИ
М.П.
ГЛАВНЫЙ БУХГАЛТЕР
ВНИМАНИЕ: Оплата заказа производится только после получения счета от ЗАО “АПР". Издательство “Наука” не
гарантирует исполнение подписных заказов, если оплата получена после 15 числа предподписного месяца.
Отправка заказанных и оплаченных периодических изданий производится Агентством подписки и розницы в течение
10 дней со дня выхода издания из печати заказными отправлениями на адрес, указанный Организацией в настоящей
заявке. Претензии по доставке периодических изданий направлять в АПР по адресу: 103009 Москва, Страстной бульвар,
дом 4, офис 94;
тел. (095) 974-11-11, факс (095) 209-36-66, e-mail nauka@apr.ru nauka@apr.msk.su WWW: HTTP:\\www.apr.ru
«НАУКА»
Индекс 70215
ISSN 0435-4281
Геоморфология, 2001, № 1